🔙 Quay lại trang tải sách pdf ebook Giáo trình Vật Lý khí quyển Ebooks Nhóm Zalo PGS. TS. NGUYỄN VĂN THẮNG GIÁO TRÌNH VẬT LÝ KHÍ QUYỂN NHÀ XUẤT BẢN TÀI NGUYÊN-MÔI TRƯỜNG VÀ BẢN ĐỒ VIỆT NAM Giáo trình Vật lý khí quyển LỜI NÓI ĐẦU V ật lý khí quyển là khoa học nghiên cứu các hiện tƣợng và quá trình vật lý khác nhau xảy ra trong khí quyển nhƣ phát xạ, đốt nóng - làm lạnh, chu trình chuyển đổi các pha: Hơi nƣớc - nƣớc - đá, và nhất là các chuyển động của khí quyển trong các qui mô và môi trƣờng khác nhau. Nói cách khác, theo nghĩa rộng, môn vật lý khí quyển là khoa học nghiên cứu về bức xạ mặt trời, cân bằng nhiệt lƣợng, cân bằng lƣợng nƣớc và hoàn lƣu khí quyển và có thể coi môn học vật lý khí quyển là khoa học cơ sở lý luận của khí hậu học. Vật lý khí quyển luôn tiến đến kết quả cuối cùng là tìm kiếm cách thức dự báo các hiện tƣợng khí quyển – đại dƣơng. Tất nhiên, những khó khăn trong dự báo còn phụ thuộc vào hiểu biết của con ngƣời về các qui luật vật lý điều khiển các dòng chảy không khí một cách định lƣợng. Việc cung cấp kiến thức đầy đủ cho các chƣơng trình đào tạo đại học và sau đại học về vật lý khí quyển: Thành phần khí quyển; Áp suất khí quyển; Bức xạ mặt trời; Chế độ nhiệt; Chuyển động đối lƣu trong khí quyển; Động lực học khí quyển và Hoàn lƣu khí quyển luôn là một yêu cầu cấp thiết. Giáo trình "Vật lý khí quyển" đƣợc biên soạn với mục đích đáp ứng yêu cầu các chƣơng trình đào tạo đại học và trên đại học chuyên ngành khí tƣợng thủy văn, phòng chống thiên tai và phát triển bền vững. Trong quá trình biên soạn giáo trình, chúng tôi đã nhận đƣợc sự giúp đỡ quý báu của Viện Khoa học Khí tƣợng Thủy văn và Biến đổi khí hậu và đông đảo các đồng nghiệp trong và ngoài ngành. Các tác giả chân thành cảm ơn sự giúp đỡ quý báu đó. Xin chân thành cảm ơn. TÁC GIẢ 1 1 Giáo trình Vật lý khí quyển CHƢƠNG I: THÀNH PHẦN VÀ CẦU TRÚC KHÍ QUYỂN 1.1. Thành phần khí quyển + Thành phần khí quyển phụ thuộc vào 4 nhóm chất tồn tại trong khí quyển, đó là: - Các nhóm chất khí chính cơ bản nhƣ: Nitơ (N2), Ôxi (O2) và Acgôn (A) có lƣợng không thay đổi và tồn tại đến độ cao của tầng nhiệt (Turbopausa). Trong số này còn có hơi nƣớc (H2O), tuy nhiên lƣợng hơi nƣớc trong không khí thay đổi mạnh theo thời gian và không gian. - Các chất khí ít ổn định là những chất hoá học bền vững, nhƣng có lƣợng ít nhƣ khí Cácbonnic (CO2), Ôxít Các bon (CO), Mê tan (CH4). Thêm vào số này còn có Ozon tầng đối lƣu và tầng bình lƣu, có thể coi tƣơng đối ổn định. - Các phân tử chƣa bão hoà và không ổn định (trong hoá học gọi là các "xúc tác tự do"). Các chất này có số lƣợng ít nhƣng hoạt tính hoá học rất mạnh, nhanh chóng tạo thành và phân huỷ (thỉnh thoảng với nhóm 1 và 2) - CH3OOH, CH2O, NO, HO2, OH và tƣơng tự. Thêm vào số này còn có Ozon tầng cao của khí quyển. - Các Sol khí là những hạt rất nhỏ cứng hoặc lỏng của các chất khác nhau lơ lửng trong không khí (khói, bụi, hạt mây, sƣơng mù...). Trong không khí sạch và khô (là không chứa hơi nƣớc và những hạt chất rắn và chất nƣớc nào cả), lƣợng các chất nhƣ sau: Bảng 1.1: Các chất khí trong khí quyển (không tính đến hơi nước) Những chất cơ bản N2 Nitơ (O2) Ôxi A Acgon CO2 Khí Cácbonnic Ne Neon CH4 Mê tan Kr Kripton H2 Hydro N2O 2-Ôxit Nitơ Lƣợng chứa % theo thể tích 78,08 20,95 0,93 0,03 1,8x10-3 1,2-1.5x10-4 1,4x10-4 5x10-5 3,5x10-3 Mật độ so với không khí 0,97 1,11 1,38 1,53 Phân tử lƣợng 28 32 39,9 44 20,2 16 83,8 2 44 3 2 Giáo trình Vật lý khí quyển - Nitơ N2 chiếm 78,08% về thể tích rất trơ (khí trơ) và hầu nhƣ không tham gia hấp thụ năng lƣợng và chuyển thành hợp chất trong khí quyển. Chỉ trong lớp thổ nhƣỡng có một số loại vi khuẩn sử dụng Nitơ, bằng cách đó chuyển vào thành phần cơ thể sống và đồng thời thả vào khí quyển một lƣợng không lớn 2-Ôxit Nitơ (N2O) có mặt trong tầng đối lƣu khoảng 3,5×10-5 % thể tích. Hai Ôxit Nitơ sau đó có thể tạo ra Ôxit Nitơ (NO) đóng một vai trò nhất định trong việc hình thành tầng ion. Năng lƣợng cần để tách phân tử N2 là khoảng 9,76ev (1ev = 1,602×10-19J. Lƣợng tử có năng lƣợng 1ev tƣơng ứng với bƣớc sóng l = 1,2394µm). Còn đối với Ôxi thì cần năng lƣợng 5,12ev với l = 127nm. Nhƣ vậy, việc điện phân N2 chỉ có thể xẩy ra ở những độ cao rất cao (trên 100km) nơi đã không còn có O2. Acgon (A) hầu nhƣ bị động (cũng nhƣ Neon, Kripton và Csêton). Trong tầng nhiệt quyển vì là một chất khí nặng nên nó không có. Heli (He) đƣợc tạo thành thông qua phản ứng phóng xạ. 1.2. Cấu trúc khí quyển và các lớp khí quyển Khí quyển là một vỏ bọc bằng khí quanh trái đất có trọng lƣợng (kể cả phần thể tích do lục địa chiếm ở trên bề mặt biển) 5,157x 1015 tấn = 1/triệu trọng lƣợng trái đất (5,98x1021 tấn). Trái đất có dạng hình Elíp quay với nửa trục xích đạo là 6.378,2km, nửa trục cực là 6.356,9km (độ nén khoảng 1/298,24). Bề mặt trái đất trên mặt nƣớc biển là 510.075.800km2, chu kỳ vòng quay quanh trục là 23 giờ 56 phút 4,1 giây. Đến gần độ cao 200km, không khí bám theo trái đất nhƣ lớp mỏng đều nhau mọi nơi (theo phƣơng ngang). Nhƣng cao hơn 200km thì nhiệt độ và mật độ không khí thay đổi mạnh theo thời gian và không gian vì khí quyển bị dao động, giãn nở, nén lại. Dó đó khí quyển bên ngoài có hình dáng không chuẩn. 1.2.1. Các lớp chính của khí quyển + Trong khí quyển có một số lớp chính đó là Đối lƣu, Bình lƣu, Tầng Mezo, Tầng nhiệt quyển (thỉnh thoảng gọi là tầng ion). - Tầng Đối lƣu: Có độ cao từ mặt đất đến 17km trong vùng từ 420B - 420N chiếm 67% bề mặt trái đất và đến độ cao 11km ở ngoài vùng trên. 3 4 Giáo trình Vật lý khí quyển Trong tầng đối lƣu, nhiệt độ giảm theo độ cao, do đó nhiều khi có sự bất ổn định, các chuyển động và vận chuyển phƣơng đứng mạnh, cũng nhƣ các điều kiện thuận lợi cho việc chuyển nhiệt năng thành động năng. Do sự sƣởi ấm khác nhau theo vĩ độ, lục địa và biển,..., các dòng biển nóng, lạnh nên xuất hiện các dòng không khí nóng, lạnh trong tầng đối lƣu. Chúng thƣờng đƣợc phân cách nhau bởi các ranh giới rõ ràng đó là Front. Các dòng thăng, các sóng và Front tạo ra các đám mây có dạng khác nhau trong tầng đối lƣu mà từ đó có thể gây ra tuyết, mƣa... Phần dƣới của tầng đối lƣu trong khoảng 1,0 - 1,5km gọi là lớp biên. Trong lớp biên này có sự trao đổi tích cực về chuyển động, nhiệt và hơi nƣớc giữa khí quyển và bề mặt trái đất và đại dƣơng cho nên hình thành rất rõ các Front, xuất hiện gió địa phƣơng (cục bộ). Phần dƣới cùng của lớp biên này khoảng trong 50m gọi là lớp sát đất của khí quyển, ở đó gradient phƣơng đứng của nhiệt độ lớn, vận tốc gió và độ ẩm cao. - Ranh giới chuyển từ tầng đối lƣu lên bình lƣu gọi là đối lƣu hạn (tropopause). Phần dƣới của tầng bình lƣu, gradient phƣơng đứng của nhiệt độ rất nhỏ và sau đó nhiệt độ tăng nhanh theo độ cao từ khoảng 34-36km đến bình lƣu hạn (Stratopause) gần 50m. Tầng bình lƣu hầu nhƣ là ấm nhƣ ở mặt đất (trung bình khoảng 2700K). Sự phân bố nhiệt độ nhƣ thế không thuận lợi cho việc phát triển của các chuyển động đứng và bất ổn định. Độ ẩm nhỏ và mây ít đƣợc tạo thành. Thành phần không khí chỉ khác đối lƣu là hỗn hợp Ozon nhiều. - Cao hơn tầng bình lƣu là tầng Mezo (tầng trung quyển), ở đó nhiệt độ lại tiếp tục giảm theo độ cao có khi đến -1100C (ở phần trên) và thỉnh thoảng xuất hiện các đám mây bạc mà hình dạng của nó chứng tỏ trong tầng Mezo có tồn tại các sóng và xoáy. Lớp chuyển tiếp gọi là Trung quyển hạn hoặc Mezo hạn (Mezopause) ở độ cao khoảng 82km. - Trên tầng Mezo (từ Mezo hạn) là tầng nhiệt quyển, ở đó nhiệt độ tăng rất nhanh theo độ cao (ở độ cao 200-250km, có khi nhiệt độ lên tới 1800K). Ở độ cao khoảng 106km, không khí của khí quyển di chuyển nhiều do các dòng chảy không khí và gió, và thành phần không khí khắp mọi nơi nhƣ nhau, nhƣng cao hơn độ cao này, đƣợc gọi là độ cao "nhiệt quyển hạn" (Turbopause), không khí bị thay đổi: Phần lớn trong đó có Oxi nguyên tử (O), không có CO2 và xuất 5 4 Giáo trình Vật lý khí quyển hiện sự ion hoá mạnh. Cho nên phần cuối này hay được gọi là tầng ion. Trên cao nữa là tầng ngoại quyển. KM 1000 - Nhiệt quyển 300 - 100 - 80 - 60 - 40 - 30 - 20 - 15 - 10 - Mêzô Bình lưu p = 0,6. 10-6 atm Mêzô hạn Bình lưu hạn T Nhiệt quyển hạn Đối lưu hạn Đối lưu T = 200 250 300 p = 1atm Hình 1.1. Cấu trúc khí quyển 1.2.2. Các yếu tố khí tượng + Những đại lượng đặc trưng cho trạng thái của khí quyển và những hiện tượng thời tiết riêng biệt là đối tượng của những quan trắc khí tượng chung, gọi là những yếu tố khí tượng. - Những yếu tố khí tượng cơ bản là: 1. Áp suất khí quyển 2. Nhiệt độ không khí 5 6 Giáo trình Vật lý khí quyển 3. Độ ẩm không khí 4. Lƣợng mây và dạng mây 5. Những giáng thuỷ khí quyển và lớp tuyết phủ 6. Gió 7. Tầm nhìn xa - Những yếu tố khí tƣợng bổ sung là: 8. Nhiệt độ đất và nhiệt độ nƣớc 9. Độ bốc hơi của nƣớc 10. Thời gian mặt trời chiếu sáng. Ngoài ra, ngƣời ta còn ghi những hiện tƣợng khí quyển khác nhau (nhƣ hiện tƣợng điện, quang, sấm, chớp...). Các hiện tƣợng khí tƣợng đƣợc Tổ chức Khí tƣợng thế giới (WMO) phân loại gồm: Thuỷ, thạch, điện và quang hiện tƣợng nhƣ sau: Thuỷ hiện tƣợng: Là những hiện tƣợng khí tƣợng sinh ra do những biến đổi trong các trạng thái khác nhau của nƣớc trong khí quyển nhƣ: Mƣa, mƣa phùn, mƣa đá, tuyết hay những hạt ít nhiều lơ lửng trong khí quyển nhƣ sƣơng mù, mù...; những hạt bị gió nâng lên nhƣ hơi nƣớc, bão tuyết, ..., hoặc những kết quả ngƣng kết sát mặt đất nhƣ sƣơng móc, sƣơng muối,... Thạch hiện tƣợng: Là những hiện tƣợng đƣợc tố thành bởi các hạt phần lớn rắn và khô, có thể lơ lửng trong không khí nhƣ mù khô, khói,..., có thể bị gió nâng lên và di chuyển trên mặt đất nhƣ bão, bụi, bão cát,... Điện hiện tƣợng: Gồm các hình thức biểu hiện của điện khí quyển mà ta thấy đƣợc, nghe đƣợc nhƣ chớp, sấm, cực quang,... Quang hiện tƣợng: Là những hiện tƣợng sinh ra bởi phản xạ, khúc xạ, nhiễu xạ, hoặc giao thoa ánh sáng từ mặt trời, mặt trăng nhƣ quầng, tán, cầu vồng, vân ngũ sắc,... Các hiện tƣợng đều có quy định ghi theo ký hiệu. + Bổ sung cho các quan trắc những yếu tố khí tƣợng trên còn có tổ chức quan trắc đặc biệt nhƣ: - Những quan trắc cao không nhằm nghiên cứu các lớp trên cao của khí quyển. 7 6 Giáo trình Vật lý khí quyển - Những quan trắc bức xạ về bức xạ của mặt trời và bức xạ của mặt đất. - Những quan trắc về các hiện tƣợng quang trong khí quyển (những quan sát trắc quang về độ chiếu sáng của mặt đất, độ sáng bầu trời, sự phân cực của ánh sáng bầu trời, những quan trắc đặc biệt về tầm nhìn xa,...). - Những quan trắc về điện khí quyển. 1.3. Hơi nƣớc trong khí quyển Hơi nƣớc là một trong những thành phần quan trọng của khí quyển. Lƣợng hơi nƣớc nhiều hay ít trong không khí quyết định khí hậu ẩm hay khô, điều kiện sống của con ngƣời và phát triển của sinh vật. Vì có khả năng hấp thụ bức xạ từ bề mặt trái đất và phát xạ nhiệt, nên hơi nƣớc trong khí quyển làm tăng nhiệt độ ở các lớp phía dƣới và cho chúng ta khí hậu ấm hơn. Bão hòa hơi nƣớc tạo điều kiện hình thành mây và mƣa là những hiện tƣợng mà cuộc sống và hoạt động kinh tế - xã hội của con ngƣời phụ thuộc vào chúng. Ngƣng kết và bốc hơi sẽ kèm theo tỏa ra khí quyển và hấp thụ một lƣợng nhiệt lớn, đồng thời tăng vai trò của hơi nƣớc trong nhiệt động lực khí quyển. Những đại lƣợng sau đặc trƣng cho lƣợng hơi nƣớc trong khí quyển: 1) Sức trương (áp suất riêng) của hơi nước e, giống nhƣ áp suất không khí, đƣợc tính bằng N/m2, mm cột thuỷ ngân Hg hoặc bằng miliba (mb). 2) Mật độ của hơi nước α tính bằng g/cm3 hoặc g/m3 là lƣợng hơi nƣớc chứa trong một đơn vị thể tích. α ≈ (0,2167 e)/T (1.1) Trong đó, e là sức trƣơng hơi nƣớc, T là nhiệt độ Kenvin (ToK = 273,16 + toC) 3) Những giá trị giới hạn, cực đại của sức trương và mật độ hơi nước Có một giới hạn nhất định về lƣợng hơi nƣớc chứa trong không khí tuỳ thuộc vào nhiệt độ của nó. Quá giới hạn đó thông thƣờng lƣợng hơi nƣớc chứa trong khí quyển không tăng lên đƣợc nữa. Lƣợng hơi nƣớc thừa trên giới hạn đó phải ngƣng kết lại. 7 8 Giáo trình Vật lý khí quyển Hơi nƣớc đã đạt tới mật độ giới hạn Q và sức trƣơng giới hạn (cực trị) E đƣợc gọi là hơi nƣớc làm bão hoà không gian. E phụ thuộc vào nhiệt độ không khí (toC) nhƣ sau: E (t) ≈ 6,107 x 107,6326 t / (241,9 + t) (1.2) Bảng 1.2: Độ lớn cực đại của sức trương và mật độ hơi nước, phụ thuộc vào nhiệt độ Nhiệt độ (0C) -30 -20 -10 0 +10 +20 +30 E (mb) 0,50 1,27 2,85 6,10 12,26 23,38 42,42 E (mm) 0,37 0,95 2,14 4,58 9,21 17,54 31,82 Q (g/m3) 0,44 1,08 2,35 4,86 8,41 17,32 30,38 4) Độ ẩm tương đối f: Là tỷ lệ phần trăm của sức trƣơng hơi nƣớc (e) so với sức trƣơng giới hạn có thể của hơi nƣớc làm bão hoà không khí ở nhiệt độ cho sẵn. f = (e/E) x 100% (1.3) 5) Độ hụt bão hoà d: Tức là hiệu giữa sức trƣơng của hơi nƣớc bão hòa và sức trƣơng hơi nƣớc (e). d = E - e (1.4) 6) Độ ẩm riêng q:Là lƣợng hơi nƣớc tính bằng (g), chứa trong 1 g (hoặc trong 1 kg) không khí ẩm tính theo [g/g] hoặc [g/kg]. q = ρa/(ρkk + ρa) = 0,622 e / (p – 0,378 e) (1.5) Trong đó, ρkk là mật độ không khí, ρa là mật độ hơi nƣớc, p là áp suất. 7) Tỷ lệ hỗn hợp: Là lƣợng hơi nƣớc chứa trong một đơn vị không khí khô tính theo [g/g] hoặc [kg/kg]. s = ρa/ρkk (1.6) 8) Điểm sương τ hoặc Td: Là nhiệt độ mà ở đó hơi nƣớc chứa trong không khí trở thành bão hoà không gian (sức trƣơng e, áp suất p không đổi). Ví dụ: Hơi nƣớc chƣa bão hoà; t > τ thì e = E (τ) 9 8 Giáo trình Vật lý khí quyển Khi t2 - t1 nhỏ và t2 > t1 thì: E (t2) ≈ E (t1) eλ(t2 - t1) (1.7) Trong đó, λ = 0,0727 ở nhiệt độ t = 00C, λ = 0,0670 ở nhiệt độ t = 100C, λ = 0,0620 ở nhiệt độ t = 200C. e = E(τ) = E(t). e - λ(t- τ) ⇒ (t -τ) nhỏ (1.8) [E(t) = E(τ). e λ(t - τ)] Với ƒ = e/E ⇔ lnƒ = - λ(t -τ) (1.9) Giá trị dτ = t - τ (độ hụt điểm sƣơng) đặc trƣng cho độ ẩm tƣơng đối tiệm cận, cụ thể khi dτ = 0 thì f = 100%. 1.4. Ozon khí quyển và khí nhà kính 1.4.1. Ozon O3 Trong khoảng 1triệu phân tử không khí thì chỉ có khoảng dƣới 10 phân tử Ozon (10/triệu) và trong điều kiện bình thƣờng, nếu trải lớp Ozon khắp trái đất thì nó chỉ có độ dầy khoảng 3mm. Nhƣng Ozon lại đóng vai trò rất quan trọng trong khí quyển nhờ khả năng hấp thụ bức xạ cực tím (≤ 320nm) bảo vệ sự sống trên hành tinh và đƣợc gọi là "Lá chắn Ozon" của trái đất. Khoảng 90% tổng lƣợng Ozon phân bố ở tầng bình lƣu 10 - 40km và có mật độ lớn nhất ở độ cao từ 20 - 25km. Ozon ở tầng bình lƣu gọi là Ozon bình lƣu vừa là lá chắn bảo vệ trái đất, vừa đóng vai trò quyết định chế độ nhiệt của tầng bình lƣu. Năm 1974 các nhà khoa học là Rowland và Molina khám phá ra sự phá huỷ tầng Ozon của các chất ChloroFluoroCarbons (CFCs) do con ngƣời chế tạo ra để sử dụng trong công nghiệp đông lạnh, bình xịt, bọt xốp, chất tẩy rửa trong điện tử... Bình thƣờng các chất CFC rất bền vững trong tầng đối lƣu, nhƣng ở tầng bình lƣu chúng bị phá huỷ do bức xạ mặt trời giải phóng phân tử Cl và tác động với Ozon làm phá huỷ lá chắn Ozon để lọt tia cức tím xuống mặt đất gây các bệnh ung thƣ và đau mắt đỏ, tiêu diệt các chất hữu cơ có lợi cho cơ thể sống. 10 9 Giáo trình Vật lý khí quyển Tầng Ozon bị suy giảm mạnh gây ra "lỗ hổng" Ozon và sự phát hiện ra "lỗ hổng" Ozon ở Nam cực vào mùa xuân năm 1985 đã đặt các quốc gia cùng nhau ký công ƣớc về bảo vệ tầng Ozon tại Viên (Áo) năm 1985 gọi là công ƣớc Viên, và sau đó năm 1987 Nghị định thƣ (NĐT) về các chất làm suy giảm tầng Ozon (ODS) ra đời kêu gọi các quốc gia cắt giảm các chất bị kiểm soát. Danh sách các chất ODS bị kiểm soát bắt đầu chỉ có Halon (sử dụng trong phòng cháy) và CFC ngày càng đƣợc mở rộng thêm. Việt Nam đã gia nhập cả công ƣớc Viên và NĐT cũng nhƣ các "Sửa đổi" London (1990) và Co-pen-ha-gen (1992) vào tháng 1/1994. Khác với Ozon tầng bình lƣu, một số lƣợng ít Ozon ở tầng đối lƣu gọi là Ozon đối lƣu phá huỷ các mô thần kinh của động thực vật, kích thích hệ hô hấp, gây sƣơng mù ở các thành phố, nhƣ là một chất khí nhà kính đóng góp vào sự nóng lên toàn cầu. Nên các quốc gia đang cố gắng làm giảm Ozon tầng đối lƣu. Đơn vị đo Ozon: Ký hiệu O3 - Tỷ trọng Ozon ρ3 [µkg/m3]; ρ3 = m3N3 (1.10) Trong đó: m3 = 7,97x10-23g – Trọng lƣợng phân tử Ozon N3 - Số phân tử Ozon trong 1cm3 Trong điều kiện bình thƣờng ρ3o = 2,14µkg/m3 - Tỷ lệ hỗn hợp Ozon r3 = ρ3/ρkk [µkg/g] (1.11) - Áp suất riêng p3 [nbar]; p3 ≈0,6035pr3 (1.12) Tổng lƣợng Ozon ∫∞ 1 X ρ dz = ρ (1.13) 3 30 0 Đơn vị đo tổng lƣợng Ozon X Centimet atmosphere (cm-atm), mili centimet atmosphere (m.cm.atm ) 1cm-atm = 103m.cm.atm 1m.cm.atm = 1 đơn vị dobson (DU) 11 10 Giáo trình Vật lý khí quyển 1.4.2. Khí nhà kính Khí quyển cho phép bức xạ mặt trời đến hệ thống khí hậu tƣơng đối dễ dàng, nhƣng lại hấp thụ bức xạ hồng ngoại phản xạ lại từ bề mặt trái đất. Khoảng 1/2 năng lƣợng từ mặt trời do bề mặt trái đất hấp thụ. Hầu nhƣ nhiệt bề mặt thu đƣợc do phát xạ hồng ngoại từ khí quyển gấp hai lần từ mặt trời. Khí quyển trái đất cho phép các tia mặt trời xuống mặt đất và làm nóng bề mặt. Trái đất bị lạnh đi do thoát nhiệt trở lại vũ trụ dƣới dạng bức xạ hồng ngoại- bức xạ tƣơng tự nhƣ vậy làm chúng ta nóng lên khi chúng ta ngồi cạnh lò sƣởi hoặc bếp lò. Trong khi khí quyển gần nhƣ trong suốt đối với ánh sáng mặt trời, nhƣng nó lại gần nhƣ ngăn cản bức xạ hồng ngoại. Giống nhƣ vƣờn nhà kính, nó giữ nhiệt lại trong nhà. "Hiệu ứng nhà kính" nhƣ thế làm cho bề mặt trái đất nóng hơn nếu không có khí quyển. Khoảng 90% bức xạ hồng ngoại từ bề mặt trái đất bị khí quyển hấp thụ trƣớc khi thoát vào vũ trụ. Các chất gây hiệu ứng nhà kính là các chất khí nhà kính (KNK) nhƣ CO2, CH4, NOx, CO, hơi nƣớc H2O, O3, CFC,... Sự tăng khí nhà kính làm trái đất ngày càng nóng lên gây biến đổi khí hậu. Do đó, công ƣớc khung của Liên Hiệp Quốc (LHQ) về biến đổi khí hậu (BĐKH) ra đời năm 1992 tại Rio de Janeiro (Braxin) và nghị định thƣ Kyoto (NĐT) về BĐKH nhằm kiểm soát mức độ phát thải KNK năm 1997 xuất hiện (Việt Nam đã ký tham gia Công ƣớc khung 6/92 và phê chuẩn vào 16/01/1994, ký NĐT Kyoto vào 11/1998). Tuy nhiên nếu không có "hiệu ứng nhà kính" của khí quyển thì trái đất sẽ luôn bị lạnh cóng và nhiệt độ trung bình của bề mặt trái đất sẽ không là 150C (590F) mà đã là -180C (00 F). 12 11 Giáo trình Vật lý khí quyển CHƢƠNG II: ÁP SUẤT KHÍ QUYỂN 2.1. Khí tƣợng hóa phƣơng trình trạng thái và phƣơng trình tĩnh học 2.1.1. Khí áp và những đơn vị dùng để đo khí áp Không khí trong khí quyển có trọng lƣợng và gây ra một áp suất trên mặt đất. Với 1m3 không khí ở mặt biển (áp suất 1013mb, nhiệt độ 00C) có trọng lƣợng khoảng 1,3kg. Áp suất là lực tác dụng lên một đơn vị bề mặt (1cm2 hoặc 1m2). Nhƣ vậy khí áp đƣợc tạo ra bởi trọng lƣợng của cột không khí thẳng đứng lan lên cao qua toàn bộ khí quyển và có thiết diện ngang bằng 1cm2 (hoặc 1m2). Trọng lƣợng của cột không khí đó bằng trọng lƣợng của cột thuỷ ngân mà ta quan sát đƣợc độ cao h trong khí áp biểu. Đơn vị đo áp suất: Đơn vị vật lý tuyệt đối là đyn/cm2 tức là áp suất bằng một lực 1đyn tác dụng lên 1cm2. Hoặc trong thực tiễn đơn vị áp suất là áp suất do một cột thuỷ ngân cao 1mm gây ra (gọi là 1mmHg). Sau đó trong khí tƣợng học đã chuyển sang đơn vị đo mới lớn hơn là miliba. 1mb = 1000đyn/cm2 1ba = 1000mb xấp xỉ bằng áp suất khí quyển (trên mặt nƣớc biển). Trọng lƣợng của cột thuỷ ngân cao 1mm có thiết diện 1cm2 chính bằng thể tích (V) của nó nhân với (ρHg) mật độ thuỷ ngân và gia tốc trọng lực g: [VρHgg]. Khi đó: V = 0,1cm3; ρHg = 13,59g/cm3 ở 00C và gia tốc trọng lực g = 980cm/s2 đối với 1mmHg cột thuỷ ngân (d) ⇒ VρHgg = (0,1cm3) × (13,59g/cm3) × (980,6cm/s2) (2.1) 13 12 Giáo trình Vật lý khí quyển 4 = 1333 cm g cmg cm s=1333 2 3 2 s= 1333đyn; . 100 1000 (1 1 ;1 0,1 10 10 ) cm g m gx cm đyn N kgx đyn 5 s ss = = = = 2 2 2 Từ đó: 1mmHg = 1333đyn/cm2 hoặc 1mmHg = 1,333mb và 1mb = 0,75mmHg = 1000 đyn/cm2 Áp suất trung bình trên mặt biển - gọi là áp suất trong điều kiện bình thƣờng đyn P0 = 760mmHg = 1013080 2 cm=1013,1 mb Do đó khi lên cao khối lƣợng không khí nằm trên nhỏ đi và khí áp cũng giảm đi. 2.1.2. Áp suất và tỷ trọng không khí Theo lý thuyết về động năng, các phân tử khí luôn trong trạng thái hỗn loạn và chuyển động nhanh, va chạm với nhau, trao đổi năng lƣợng cho nhau. Giả sử một chất khí i có nồng độ Ni, trọng lƣợng phân tử mi, thì tỷ trọng riêng ρi = miNi và áp suất riêng là pi = NiKT (K là hằng số Bosman = 1,38044×10-23J/K0). Đối với không khí, thì tỷ trọng không khí ρkk = Σρi = ΣmiNi và áp suất không khí pkk = Σpi ⇒ (p = NKT, N là số phân tử khí trong một đơn vị thể tích) (2.2) Giá trị ρi/ρkk gọi là tỷ lệ của hỗn hợp, còn gọi là nồng độ hoặc tỷ lệ của khối lƣợng theo thể tích, ký hiệu đơn vị ppm, ppb (phần triệu, phần tỷ). 2.1.3. Phương trình trạng thái + Sự thay đổi trạng thái của các chất khí trong không khí với các giá trị nhiệt độ (T) và áp suất (p) quan trắc đƣợc trong khí 14 13 Giáo trình Vật lý khí quyển quyển đảm bảo sự chính xác vừa đủ có thể đƣợc biểu diễn thông qua phƣơng trình trạng thái Cơla Payrong pv = RT/M hay p = NKT hoặc p = (ρ/μ)RT (2.3) Trong đó: v: Thể tích của đơn vị trọng lƣợng M: Phân tử lƣợng của không khí K: Hằng số Bosman (K = 1,38044 x 10-23 J/K) R: Hằng số khí tổng hợp (R = 8,31432 x 103 J/mol.K) [R = KA, trong đó: A = 6,0221x1026/Kmol là số hạt trong một kilomol] T: Nhiệt độ tuyệt đối theo thang độ Kenvin, T = 273,15 + t; t là nhiệt độ Cenxi (0C) ρ: Mật độ chất khí μ: Trọng lƣợng phân tử khí +Đối với không khí khô μ = μkk = 28,966 kg/kmol và nhƣ vậy: Rkk = R/μkk = 2,87 x 102 J/kg.K (2.4) pkk = ρkkRkkT (Phƣơng trình trạng thái của không khí khô) (2.5) - Mật độ của không khí khô ρkk = pkk/(RkkT), thay ν = 1/ρkk, khi đó: pkkν = RkkT (2.6) Khi t0 = 00C và áp suất P0 = 1013,250mb (760mmHg) ρkk = 1,2923 kg/m3 (điều kiện bình thƣờng) hoặc [g/cm3] + Đối với không khí ẩm: Trọng lƣợng phân tử lƣợng của hơi nƣớc μh = 18,016 kg/kmol Rn = R/μn = 4,615 x 102 J/kg.K. Hay Rn = μkkRkk/μn = 1,6Rkk (2.7) 15 14 Giáo trình Vật lý khí quyển - Mật độ không khí ẩm có thể đƣợc biểu diễn dƣới dạng tổng của mật độ không khí khô (ρkk) và mật độ của hơi nƣớc (ρn) ρa = ρkk + ρn (2.8) - Áp suất riêng của hơi nƣớc (sức trƣơng của hơi nƣớc) là e, với mật độ ρn; áp suất riêng phần (sức trƣơng) của không khí sẽ là p –e, với mật độ ρkk. Nhƣ vậy : ρa = (p-e)/(RkkT) + e/(1,6RkkT) = p/[(RkkT)(1 – 0,378e/p)] (2.9) 2.1.4. Nhiệt độ ảo - Giá trị e/p thƣờng rất nhỏ (e «p), nên: ρa ≈ p/[RkkT(1 + 0,378e/p)] và khi thay ν = 1/ρa, ta có: pν = RkkT(1 + 0,378e/p) (2.10) Lấy Tv = T(1 + 0,378e/p) gọi là nhiệt độ ảo (2.11) pν = RkkTv (2.12) - Nhƣ thế mật độ không khí ẩm: ρa = p/(RkkTν) (2.13) Công thức Cơ la pay rông đƣợc áp dụng cho không khí ẩm, khi thay nhiệt độ thực (T) bằng nhiệt độ không khí ảo (Tν). + Ý nghĩa vật lý của nhiệt độ ảo là nhiệt độ mà không khí hoàn toàn khô phải có để mật độ của nó bằng mật độ của không khí ẩm cho sẵn (ở cùng một áp suất p). Ta hiểu rằng nhiệt độ của không khí ảo bao giờ cũng cao hơn nhiệt độ thực của không khí. Tv = T(1 + 0,378e/p) 16 15 Giáo trình Vật lý khí quyển 2.1.5. Phương trình tĩnh học cơ bản D p- dp C dz A B Hình 2.1 Giả sử độ cao biến thiên vô cùng nhỏ (dz), thì áp suất cũng biến thiên (dp) bằng chính trọng lƣợng của khối không khí trong hình ABCD có đáy bằng 1cm2 và chiều cao dz (Hình 2.1). Vậy nếu khối không khí trong ABCD có mật độ là ρ, gia tốc trọng lực g thì trọng lƣợng của khối là: dp = -ρgdz (2.14) Gọi là phƣơng trình cơ bản của tĩnh học khí quyển hay phƣơng trình tĩnh học cơ bản Nếu khí quyển đồng nhất nghĩa là mật độ ρ không thay đổi theo độ cao. Từ (2.14) ta có: p z 2 2 dp g dz = −ρ ∫ ∫ p z 1 1 Khi ở giới hạn dƣới p1 = p và z 1 = 0 và ở giới hạn trên p2 = 0 và z2 = H ⇒ -p = -ρgH ⇒gp H ρ = (2.15) 17 16 Giáo trình Vật lý khí quyển Công thức p = ρgH biểu diễn sự bằng nhau giữa áp suất khí quyển và trọng lƣợng của cột khí quyển thẳng đứng có thiết diện 1cm2 Từ phƣơng trình Cơ la pay rông: p = ρRkkT, ta có chiều cao của khí quyển đồng nhất: R Tkk Hg = ; 2 cm R xs đ = (2.16) 4 2 287 10 kk ô Trong điều kiện bình thƣờng 00C (T0 = 2730K), g0 = 980,6cm/s2 287 10 273 4 R T H kk 799011 7990 x x = = = = g 980,6 cm m (2.17) P P Từ 0 RT RT ρ ρ = ⇒= 0 kk kk 0 Đối với không khí khô, khi t = 00 C (T = 2730K) và p0 = 760mmHg = 1013mb, thì ρ0 = 0,001293g/cm3 p RR T ⇒ = kk kk 0 0 p T 0 ⇒ = ρ ρ ; 0 p T T 1 T T t T 0 0 = + = + ⇒ = 0 1 1 0 T T α T 1 1 T t 0 + t T 0 ; 1 0 ⇒ = t T 0 = = + α 273 ρ ρ p 1 ⇒ =+ (2.18) 0 α p t 0 1 Đối với vĩ độ ϕ và độ cao trên mặt biển z gia tốc trọng lực đƣợc biểu diễn 18 17 Giáo trình Vật lý khí quyển (1 0,0026 cos 2 )(1 ) g x z g = − − ϕ β hay 0 0 (1 0,0026 cos 2 )(1 ) g x z g = + + ϕ β Trong đó: b có giá trị là 0,000000314 = 314 × 10-9 (đối với khí quyển tự do) Và 0,000000196 = 196× 10-9 (đối với miền núi) 1 + α⇒0(1 ) Tt T Còn T0 = t RT RT kk kk Hg g = = x 0 T= +α Tx 0 gg (2.19) T 0 0 7990(1 + αt)(1 + 0,0026 cos2θ) (1 + β z ); [H] = m Ở đây z là độ cao trên mặt biển của điểm giữa lớp khí quyển đồng nhất Nếu chỉ lấy hiệu chỉnh về nhiệt độ 8000(1 ) R Tkk H t ⇒= = +α [m] (2.20) g Nếu khí quyển đẳng nhiệt, trong đó nhiệt độ T không thay đổi theo độ cao T = const, g = const Từ phƣơng trình tĩnh học dp = - ρgdz và Phƣơng trình trạng thái p = ρRkkT P Z ∫ ∫ ⇒ = − ⇒ = −2 2 dp (2.21) p g R T dp dz p g R T dz kk P 1 kk Z 1 Ở giới hạn dƣới: z1 = 0, p1 = p0, tới z2 = z và p2 = p 19 18 Giáo trình Vật lý khí quyển p g z ⇒ =− công thức quan hệ giữa p và z (2.22) ln p RT 0 kk 0 0 0 ln( ) ln( ) 8000(1 )ln( ) RT p p kk p zH t ⇒= = = +α gp p p (2.23) Thay logarit tự nhiên bằng logarit thập phân, ta đƣợc: p ⎡ ⎤ 0 lg 0 8000(1 )ln 10 8000(1 )ln10lg( ) p p zt tp α α =+ =+ ⎢ ⎥ ⎢ ⎥ ⎣ ⎦ (ln10 = 2,3) 0 18400(1 )lg p z tp = +α (2.24) Các công thức tính z theo p gọi là công thức của La pơ lát xơ cho khí quyển đẳng nhiệt, cho phép tính đƣợc độ cao z giữa 2 mực trong khí quyển mà ở đó các áp suất bằng p0 giảm xuống còn p. Đối với 2 mực áp suất cho sẵn (quan trắc đƣợc ) ngƣời ta lấy nhiệt trung bình cộng giữa những nhiệt độ quan trắc đƣợc ở mức t1 t 2 t+ = dƣới và mực trên 2 Từ công thức khí áp (2.24) có thể tính đƣợc độ cao mà áp suất giảm đi một nửa (tức là trở nên là 2P0 ): z = 18400 × 0,3 = 5520m (2.25) Nhƣ vậy cứ lên cao mỗi 5,5 km thì khí áp giảm đi là 2 lần (giảm đi một nửa). 20 19 Giáo trình Vật lý khí quyển 2.2. Quy luật tổng quát về sự giảm của khí áp theo độ cao 2.2.1. Công thức khí áp dạng tổng quát Từ phƣơng trình tĩnh học và phƣơng trình trạng thái có công thức dp Z g dz p p R T g ∫ = − ⇒ = − dz 0 . ln ln . (2.26) p R T kk kk 0 Z − ∫ g dz p p e 0 . R T Hay kk = 0. (2.27) p0: Là áp suất ở z = 0 p: Là áp suất ở độ cao z Công thức (2.27) gọi là công thức khí áp dạng tổng quát. Trong trƣờng hợp khí quyển đẳng nhiệt: z gdz Z −∫ − R T . 0 kk p p e p e = . = . 0 0 R T H (2.28) H kk . = Là chiều cao của khí quyển đồng nhất g Công thức này chứng tỏ khi độ cao tăng theo cấp số cộng thì khí áp giảm theo cấp số nhân và cứ lên cao mỗi 5,5km thì áp suất giảm đi một nửa. Trong trƣờng hợp không khí ẩm thì ta thay thế nhiệt độ không khí khô T bằng nhiệt độ ảo Tν Tν = T(1+ 0,378 Pe ) 21 20 Giáo trình Vật lý khí quyển z kk 0 1 0,378 .ln . ⎥⎦⎤ ⎢⎣⎡⎟⎟⎠⎞ ⎜⎜⎝⎛ = + hay Khi đó (2.22) ≈ pp R T e g p z kk 0 1 0,378 .ln . ⎥⎦⎤ ⎢⎣⎡⎟⎟⎠⎞ ⎜⎜⎝⎛ = + (2.29) pp R T g e p Chiều cao của khí quyển đồng nhất với hiệu chính về trọng lực và chuyển sang hệ lô ga rít thập phân ta đƣợc: e p Z z t 0 =18400(1+α )(1+ 0,378 )(1+ 0,0026cos 2ϕ)(1+ β )lg p p (2.30) Công thức đầy đủ này đƣợc gọi là công thức La pơ lát xơ - Ri um man. 2.2.2. Công thức Ba bi nê Giả sử cột không khí có thiết diện 1m2, áp suất mức trên và dƣới tƣơng ứng là p2 và p1 , chiều cao của cột là z D C z A B p2 T2 ρ2 p1 T1 ρ1 Hình 2.2 Từ công thức của phƣơng trình tĩnh học dp = -ρgdz ⇒ p2 - p1 = - mgdz ⇔ p1 - p2 = mgdz ρ m : Là mật độ trung bình của không khí, khi coi cột không khí ABCD với trọng lƣợng m, có ρ không đổi 22 21 Giáo trình Vật lý khí quyển − ⇒ = (2.31) p p z 1 2 ρ m. g Theo công thức Cơ-la-pây-rông p m m . ρ = R T kk p1 p2 pm+ = pm: Là áp suất trung bình (p1, p2); 2 T1 T2 T + = T: Nhiệt độ trung bình (T1 , T2) ; 2 1 + 2 ρ = . Theo (2.20) 8000(1 ) . t p p ⇒R T m 2 . kk Rkk T = +α g p p z t+− ⇔ = +α Gọi là công thức Ba bi nê (2.32) 1 2 16000(1 )p p 1 2 Nhƣ vậy, các công thức khí áp La pơ lát xơ và Ba bi nê cho phép giải quyết các bài toán sau: - Tìm độ chệnh lệch giữa hai mức theo các quan trắc về khí áp p1 và p2 ở các mức đó ⇒ tìm thăng bằng khí áp. - Tính khí áp ở độ cao cho sẵn, nếu biết khí áp ở bên dƣới là p1. - Rút áp suất về mặt biển, tức là tìm áp suất p1 ở mức nằm thấp hơn, trùng với mặt biển, khi đã biết độ lớn của áp suất p2 ở độ cao Z trên mặt biển. Việc rút khí áp về một mực (mực biển) là cần thiết để so sánh các số liệu quan trắc của các trạm khí tƣợng đặt ở những độ cao khác nhau, nhằm tìm hiểu sự phân bố của khí áp trên cùng một mực. Ở các trạm khí tƣợng có gửi mã điện Synop đều phải thực hiện hàng ngày việc rút áp suất về mặt biển. Để đơn giản ngƣời ta lập bảng tính sẵn trƣớc việc quy toán đối với mỗi trạm để tra cho nhanh kết quả. 23 22 Giáo trình Vật lý khí quyển 2.2.3. Gradient khí áp và bậc khí áp Đặc trƣng cho sự biến thiên của áp suất theo độ cao ở điểm cho sẵn trong khí quyển thƣờng đƣợc dùng đại lƣợng gradient khí áp thẳng đứng hoặc bậc khí áp. ⇒ G = - dzdp (2.33) Đơn vị tính là mb/cm hoặc mb/m. Nhƣng thông thƣờng tính bằng mb trên 100m. Dấu trừ chứng tỏ véc tơ gradient hƣớng về khí áp thấp (giảm). ⇒ Khi xác định hiệu độ cao của 2 mực giảm 1 mb đƣợc dùng bậc khí áp (h). Nghĩa là độ cao mà không khí cần phải nâng lên để áp suất giảm đi 1 mb. Nhƣ vậy: h = - dpdz (2.34) Ngƣợc với giá trị của gradient G. ⇒dz 1 hdp g ρ =− = ; Thay ρ từ kkp R T ρ = ⇒ R Tkk hPg = (2.35) Từ (2.20) 8000(1 ) R Tkk t g= +α 8000 (1 + αt) (2.36) ⇒ h = p Từ (2.36) ta thấy bậc khí áp (h) tỷ lệ nghịch với áp suất. Cho nên bậc khí áp tăng theo độ cao (p giảm). Ngƣợc lại giá trị của gradient (ngƣợc với bậc khí áp) sẽ giảm theo độ cao tỷ lệ với độ giảm áp suất. 24 23 Giáo trình Vật lý khí quyển Còn khi nhiệt độ tăng thì độ lớn của bậc khí áp (h) cao hơn, còn độ lớn của gradient giảm đi độ nhiệt độ. 1 , hoặc giảm đi 0,4% trên mỗi 273 Từ đó suy ra là trong khối không khí nóng sự giảm áp suất theo độ cao bao giờ cũng diễn ra chậm hơn trong không khí lạnh. Do đó nếu hai khối không khí nóng - lạnh nằm cạnh nhau ở mặt đất các áp suất bằng nhau, thì ở tất cả các mực độ cao mặt đẳng áp ở khối không khí nóng sẽ cao hơn ở khối không khí lạnh. Nãng L¹nh h nãng > h l¹nh Hình 2.3 Bảng 2.1: Các trị h và G tính theo (2.36) cho các mực, với t = 0 P (mb) = 1000 800 600 400 100 h (m/mb) = 8 10 13,3 20 80 G (mb/100m) = 12,5 10 7,5 5 1,25 Tính nếu t = - 200C và + 200C (thực hành) Đối với những độ cao tầng cao của khí quyển, có tính đến sự giảm trọng lực theo độ cao. Nghĩa là: 0 2 () ( ) r GM 0 2 gr gr r = = (2.37) Trong đó, r0: Bán kính trái đất; M: Trọng lƣợng trái đất G: Hệ số trọng trƣờng = 6,673 × 10-4 m3/kg.s Trong trƣờng hợp T = const, z = r - r0 ta có: Phƣơng trình tĩnh học: dp = -ρgdz 25 24 Giáo trình Vật lý khí quyển Phƣơng trình trạng thái: p = ρRkkT GM dr dp p RTr = − (2.38) ⇒ 2 kk Tính tích phân hai vế ta có: ⎜⎜⎝⎛ − − − ⎟⎟⎠⎞ GM 1 1 g Z rr R T r r . 0 0 R T 0 . kk kk p p e p e = = (2.39) 0 0 Ta thấy g giảm thì sự suy giảm của áp suất ở độ cao cao hơn sẽ chậm hơn theo độ cao (cụ thể là giảm đi e ro/r lần). Ở độ cao khoảng 100km giá trị áp suất p tính theo công thức (2.39) với T = 3000K sẽ lớn hơn 19% so với p tính theo công thức: p = p0. e - z/H Khi ở độ cao rất cao z → ∞ thì áp suất p không tiến đến 0 mà [theo (2.39)] − GM R Tr 0 kk 0 p p pe → = ∞ (2.40) Công thức này nhằm kết luận thêm về khí quyển không thể trong trạng thái cân bằng trong trƣờng của lực trung tâm và bao giờ cũng có sự chuyển dịch của các hạt khí quyển. Sử dụng công thức (2.30) để tính hiệu số độ cao z của 2 điểm M1 và M2 (Hình 2.4) khi đo đƣợc đồng thời áp suất p1, p2 và nhiệt độ T1, T2. Với áp kế bình thƣờng có thể xác định đƣợc độ cao chính xác khoảng 1m trong việc tiến hành đo cao trình khí áp. Khi 2 điểm M1 và M2 cách nhau tƣơng đối xa cả theo phƣơng ngang thì cần phải tính thêm gradient phƣơng ngang của phí áp ∂p/∂x. Tại điểm M2' cùng độ cao trên M1 bằng với M2: 26 25 Giáo trình Vật lý khí quyển z M2 (p2,T2) M2' (p2',T2') M1 (p1,T1) 0x Hình 2.4 p2' = p2 + x xp∂∂ (2.41) x: Là khoảng cách giữa M1 và M2 theo trục OX. Thay p2' trong công thức (2.30) để tính z, nhƣng phải biết trƣớc đƣợc ∂p/∂x có thể xác định đƣợc theo vận tốc gió ở độ cao M2 (theo công thức tính gió địa chuyển theo trục OX: Vg = xp ∂ 1 ; Ug = - yp ∂ ρ l ∂ Cô ri ô lít. 1 ; ở đây l = 2ωsinθ, tham số của lực ρ l ∂ Ug và Vg là thành phần gió địa chuyển theo trục Ox và Oy). Các công thức trên chỉ tính cho trƣờng hợp không khí đứng yên (không chuyển động). Còn khi không khí chuyển dịch với vận tốc theo các thành phần Ox, Oy, Oz là (u, v, w). Khi đó hệ phƣơng trình động học đƣợc viết lại là: Fx = xp∂∂ − ρ1 Fy = - yp∂∂ 1 ρ p − ∂∂ − ρ1 (2.42) Fz = g z (là các thành phần của lực gradient áp suất p tác động lên 1 đơn vị trọng lượng khí) 27 26 Giáo trình Vật lý khí quyển Khi có hệ cân bằng tĩnh, thì Fz = 0 và dzdp = -ρg Trong thực tế lực gradient áp theo phƣơng đứng Fz = tw∂∂ p − ∂∂ − ρ1 (2.43) Nên tw∂∂= g z Và = −ρ ∂∂zptw∂∂ -gρ (2.44) (Do vậy khi w < 0, dòng giáng và chuyển động chậm dần xuống bề mặt trái đất tw∂∂ >0, khi đó đại lƣợng tw∂∂ ρ đƣợc thêm vào trọng lƣợng của lớp không khí (ρg) làm nặng thêm và p tăng lên và lớn hơn (khi không có dòng giáng) đến 6 - 10 mb/400- 500m. 2.3. Công thức khí áp của địa thế vị và sự phân bố địa lý của khí áp, sự biến thiên của mật độ không khí theo độ cao 2.3.1. Khái niệm về thế năng của lực trọng trường Mặt phẳng mà ở đó dịch chuyển không khí theo bất kỳ hƣớng nào dọc mặt phẳng đó không phải mất công năng lƣợng để chống lại lực trọng trƣờng gọi là mặt phẳng đồng thế năng hay gọi là địa thế vị. Mặt phẳng đó ở mọi điểm của nó đều vuông góc với hƣớng lực trọng trƣờng. Có thể coi gần đúng là mặt nƣớc biển (mực nƣớc biển) chính là mặt phẳng đồng thế năng và ở đó thế năng luôn bằng 0. Lực hút của trái đất tác dụng lên một vật gọi là trọng lực hay trọng lƣợng (P) của vật. Đơn vị lực là Niutơn (N): P = mg; P = m 9,8N = 1kg × 9,8 2 s Thế năng của lực trọng trƣờng φ tại bất kỳ điểm nào đó của khí quyển đƣợc đo bằng một công mà cần phải dùng để nâng một đơn vị khối lƣợng từ mặt biển đến độ cao của điểm cho sẵn. 28 27 Giáo trình Vật lý khí quyển ( ) ∫ = =z φ φ và dφ = gdz [m2/s2 hoặc J/kg] (2.45) z gdz 0 Độ cao mặt phẳng đồng thế vị φ = φ1 trong khí quyển phụ thuộc vào giá trị g và ở xích đạo gXĐ < gc ở cực, do đó để nâng khối không khí lên cao cần thực hiện một công φ1 , thì ở xích đạo độ cao của mặt φ1 sẽ cao hơn ở cực và có hình elíp co lại ở cực thậm chí co nhiều hơn so với hình trái đất. Đơn vị đo thế năng là công khoảng 10J/kg, trong các bản đồ thời tiết đƣợc sử dụng là "mét địa thế vị", ký hiệu là (Gp.m) bằng 9,80665J/kg. Độ cao địa thế vị 1 ' (2.46) ∫ H = g z dz m ( ) 9,80665 Nhƣ vậy để nâng một đơn vị trọng lƣợng 1kg lên độ cao 1m. Ví dụ ở vĩ độ 550, với g = 9,81501m/s2 thì cần phải thực hiện một công là 9,81501J/kg = 1,00085Gp.m. Ở vĩ độ khác thì giá trị Hm' cũng sẽ khác. Tuy nhiên giá trị mét địa thế vị cũng gần bằng với mét hình học (đơn vị đo thông thƣờng), chỉ khác về kích thƣớc đo. dp φ = − hoặc PP RkkTv0 φ = ln (2.47) d Từ (2.14) và (2.45) ⇒RkkTv p Ở đây: Tν là nhiệt độ ảo trung bình của cột không khí ở độ cao z = 0 (với p0) đến độ cao z với áp suất p. Chuyển sang hệ đo logarit thập phân và ký hiệu Hm là thế năng theo đơn vị mét địa thế vị (Gp.m) thì Hm = 67,445 Tν lg PP0 (2.48) 29 28 Giáo trình Vật lý khí quyển Để tính Hm, phải xác định đƣợc p và Tν thông qua các quan trắc thám không. Đầu tiên tính φ , sau đó tính độ cao hình học z. Ví dụ chọn hai mặt đẳng áp p1 = 1000mb và p2 = 500mb. Khi đó hiệu số độ cao địa thế vị của hai mặt này là: p HH T T 1000 67,445 lg 67,445 lg 500 m mv v 1 p −= = (2.49) 2 1 2 Chỉ phụ thuộc vào một mình nhiệt độ Tν của cột không khí giữa hai mực. Trong không khí nóng mặt đẳng áp 500mb bị nâng lên cao hơn trên mặt 1000 so với trong khối không khí khí lạnh. Hiệu số Hm2 - Hm1 đƣợc gọi là địa hình tƣơng đối đặc trƣng cho nhiệt độ trung bình của lớp giữa hai mực p1 và p2. Theo (2.49) thì mặt, ví dụ p1 nâng lên cao hơn ở những vùng mà ở đó áp suất p0 trên mặt nƣớc biển cao hơn và ngƣợc lại. Trên mặt p1 vẽ các đƣờng có cùng độ cao địa thế vị (so với mức nƣớc biển) Hm. Các đƣờng đó gọi là "đẳng độ cao địa thế vị". Các đƣờng đẳng độ cao địa thế vị đƣợc vẽ trên một mặt nhất định gọi là bản đồ đẳng độ cao địa thế vị của một mặt hay là bản đồ địa hình áp tuyệt đối các mặt nhƣ: 850, 700, 500 và thậm chí 1 và 0,4mb. 2.3.2. Phân bố địa lý của khí áp Trên bản đồ địa lý (mặt đất) ngƣời ta vẽ các đƣờng nối liền các điểm có áp suất bằng nhau gọi là đƣờng đẳng áp. Trƣớc khi vẽ các đƣờng đẳng áp, ngƣời ta đã rút khí áp ở mỗi điểm về mặt biển theo công thức khí áp, để loại trừ những ảnh hƣởng của các chênh lệch về độ cao của các trạm riêng biệt. Những bản đồ đƣờng đẳng áp cho một hình ảnh về sự phân bố của áp suất trên cùng một mực, cụ thể là trên mặt biển. Các đƣờng đẳng áp đƣợc vẽ cách những khoảng đều nhau, chẳng hạn 1mb, 2mb, 5mb tuỳ theo tỷ xích của bản đồ. Sự phân bố của khí áp trên trái đất liên tục thay đổi. Cho nên ngƣời ta lập hàng ngày những bản đồ đƣờng đẳng áp cho mỗi trạm quan trắc. Tuy nhiên cũng có một quy luật xác định và có một sự 30 29 Giáo trình Vật lý khí quyển cố định trong sự sắp xếp của các đƣờng đẳng áp cho trung bình nhiều năm đối với những tháng và mùa trong năm. Có thể chia các vùng khí áp thành 2 nhóm: Những vùng khí áp thƣờng xuyên tồn tại (về cơ bản) trong suốt năm gồm: + Đai áp suất giảm dọc theo xích đạo. + Những cực đại đại dƣơng phó nhiệt đới ở Bắc và Nam bán cầu (Đại Tây Dƣơng gần quần đảo A xo rơ; TBD gần quần đảo Ha Oai). + Những cực tiểu Đại dƣơng (Đại Tây Dƣơng ) ít x len và (Thái Bình Dƣơng) A lê út, đặc biệt rộng lớn và sâu vào thời kỳ mùa đông. + Đai áp suất giảm ở vĩ độ trung bình của Nam bán cầu. + Những cực đại Bắc Băng Dƣơng và Nam Băng Dƣơng (biểu hiện yếu ở những khu vực gần Bắc cực và Nam cực). Những vùng khí áp theo mùa, quan sát thấy trên các lục địa, ở đó những cực đại mùa đông đƣợc thay thế bằng những cực tiểu mùa hạ, bao gồm: + Xoáy nghịch Châu Á (Xi bi ri) mùa đông có tâm ở Mông Cổ. + Xoáy nghịch Canada mùa đông. + Cực tiểu Châu Á mùa hạ (có tâm ở Tây Nam Châu Á). + Vùng áp thấp Bắc Mỹ mùa hạ. + Những cực đại trên các lục địa ở Nam bán cầu (Úc, Nam Mỹ và Nam Phi về mùa đông của Nam bán cầu (VI -VIII) thay thế bằng những vùng áp thấp mùa hạ (XII-II). 31 30 Giáo trình Vật lý khí quyển Những vùng khí áp đó xuất hiện là do nguyên nhân nhiệt cũng nhƣ nguyên nhân động lực. Những vùng khí áp cơ bản kể trên có tên là "Những trung tâm tác động của khí quyển" giữ một vai trò rất quan trọng trong hoàn lƣu chung của khí quyển. Trung bình năm có 01 cực tiểu xích đạo, hơi dịch về Bắc bán cầu (tới θ = 100N), hai cực đại phó nhiệt đới ở vĩ độ 350 Bắc và 300 Nam, tiếp đó là hai cực tiểu gần cực tuyến ở 650 cả hai bán cầu, cuối cùng áp suất tăng một ít về về phía cực. Áp suất trung bình trên mực biển đối với toàn cầu là 1011mb (758mmHg). 2.3.3. Sự biến thiên của mật độ không khí theo độ cao Theo công thức Cơ la pay rông: Mật độ không khí là hàm số của áp suất và nhiệt độ tuyệt đối. p kk . ρ = (2.50) R T Mật độ không khí theo độ cao phụ thuộc rất nhiều vào tốc độ giảm của nhiệt độ không khí theo độ cao trong khí quyển, tức là dT − vào gradient nhiệt độ thẳng đứng dz Từ (2.50) ⇒ lnρ = lnp - lnRkk - lnT (2.51) Lấy vi phân 2 vế của (2.51) ρ (2.52) ⇒TdT d dp = − ρ p Để ý rằng dp = - ρg dz và p = ρRkkT ρ (2.53) ⇒TdT d gdz = − − ρ R T kk 32 31 Giáo trình Vật lý khí quyển Hoặc ⎟⎟⎠⎞ ⎜⎜⎝⎛ = − − dz ρ ρ (2.54) d g dT dz T R kk ⎭⎬⎫ ⎩⎨⎧ = = × = m g 980,6 4 đô 0,00034 3,4 đô kk 100 R 287 10 cm Nhƣ vậy dấu của dzdρ phụ thuộc vào dấu của biểu thức trong ngoặc (2.54): g dT dT g đô - Nếu − − < 0 kk 100 − < = 3,4 thì tức là nếu m R kk dz dz R dρ tức là mật độ giảm theo độ cao. dz < 0 - Nếu dzdT g dT g đô kk 100 − < = 3,4 thì − − = 0 tức là nếu m R kk dz R dρ ⇒ ρ = hằng số, mật độ không đổi. dz = 0 g dT dT g đô - Nếu − − > 0 kk 100 − < = 3,4 thì tức là nếu m R kk dz dz R dρ ⇒ ρ tăng theo độ cao. > 0 dz Trong khí quyển tự do gradient nhiệt độ thẳng đứng trung bình vào khoảng 0,6 độ/100m tức là nhỏ hơn rất nhiều so với tới hạn 3,4 độ/100m. Do đó mật độ không khí giảm theo độ cao. Tuy nhiên nhiều khi trong những ngày nóng nực ở độ cao 2m, nhiệt độ không khí thấp hơn 5 – 10oC so với mặt đất, do đó gradient nhiệt độ thẳng đứng khoảng 250 - 500 độ/100m. Trong những điều kiện đó, mật độ không khí lớn lên đột ngột theo độ cao. Trạng thái không bền vững đƣợc tạo ra và đối lƣu mạnh xuất hiện. Mắt nhìn cũng thấy đƣợc là trong ngày nóng nực không khí ở trên mặt đất liên tục rung rinh và lấp lánh nhƣ là có vô số những dòng nhỏ riêng biệt. 33 32 Giáo trình Vật lý khí quyển Nhƣ vậy, với những giá trị nhỏ của gradient nhiệt độ (< 3,4 độ/100m) sẽ xẩy ra sự giảm mật độ không khí theo độ cao mà ta thƣờng quan sát thấy. Nếu gradient nhiệt độ thẳng đứng lớn và đạt giá trị 3,4 độ/100m thì mật độ không khí sẽ không thay đổi theo độ cao ⇒ không khí đồng nhất. Nhƣng nếu gradient nhiệt thẳng đứng lớn hơn 3,4 độ/100m thì mật độ không khí sẽ tăng theo độ cao, khi đó trạng thái của khí quyển không bền vững. Những khối không khí dầy đặc hơn không thể nằm ở trên những khối không khí kém dầy đặc. Chúng sẽ rơi xuống vì nặng hơn và những khối không khí bên dƣới nhẹ hơn bắt đầu bốc lên cao. Sự đối lƣu mạnh xảy ra trong khí quyển. 34 33 Giáo trình Vật lý khí quyển CHƢƠNG III: BỨC XẠ MẶT TRỜI 3.1. Vị trí mặt trời và ngày mặt trời 3.1.1. Vị trí mặt trời Cƣờng độ bức xạ mặt trời ở các nơi trên trái đất, do vị trí mặt trời xác định, nên vị trí của mặt trời trong khí hậu, khí tƣợng là nhân tố quan trọng trong việc xác định khí hậu. Dùng hai loại hệ thống tọa độ mặt cầu để xác định vị trí mặt trời trong không gian. - Hệ thống mặt phẳng ngang, trong đó một toạ độ là độ cao (góc của nó là khoảng cách thiên đỉnh), còn một toạ độ gọi là góc phƣơng vị. - Hệ thống xích đạo, trong đó có một toạ độ là xích vĩ, một tọa độ là góc giờ. T ' Z ω ε = 23027' X ' A' P δ Ε ' ϕ Ε ε A" N S w' M A' X" T" Thiªn cÇu Hình 3.1 W Giả sử có thiên cầu (Hình 3.1) với: SWNE là mặt phẳng chân trời của ngƣời quan sát đứng ở điểm M, Z là thiên đỉnh, NZS là kinh tuyến thiên cầu đi qua hai 35 34 Giáo trình Vật lý khí quyển đỉnh Bắc - Nam. Giả sử mặt trời ở điểm A, khi đó ZAA' là võng độ cao, ZA = ξ là khoảng cách thiên đỉnh của mặt trời hay còn gọi là góc chiếu xuống của các tia mặt trời; góc NMA' là góc phƣơng vị (tính từ điểm Bắc). Từ điểm M vẽ đƣờng MP song song với trục trái đất gọi là trục thế giới. Khi đó trong một ngày quay của trái đất ngƣời quan sát ở Bắc bán cầu cũng thấy tất cả đƣợc chiếu sáng trong số đó có mặt trời. Tất cả sẽ bị hƣớng theo chiều kim đồng hồ quanh "trục thế giới", đƣờng trục sẽ cắt thiên cầu tại điểm P gọi là cực của thế giới. PN' P" M ϕ X' C P' S' X" Mặt phẳng ngƣời quan sát N'MS' Hình 3.2 Có thể xác định đƣợc góc thông qua mặt phẳng quan sát (Hình 3.2). Ví dụ M là điểm ngƣời quan sát đứng, PP' trục quay của trái đất, X'X'' là mặt phẳng xích đạo, N'S' sẽ là mặt phẳng ngang của ngƣời quan sát. Mặt phẳng T'T" là mặt phẳng quỹ đạo trái đất hợp thành với mặt phẳng xích đạo X'X" một góc ε = 23027' Rõ ràng là góc = góc = Trong đó là vĩ độ của ngƣời quan sát Do đó góc = Vòng tròn to mà mặt phẳng của nó vuông góc với trục thế giới gọi là mặt phẳng xích đạo của thiên cầu (X'X"), vì vậy cung 36 35 Giáo trình Vật lý khí quyển PAA" là cung "độ xích vĩ". Cung AA" là xích vĩ mặt trời đƣợc ký hiệu là ζ, còn góc ZPA trên thiên cầu gọi là góc giờ của mặt trời, ký hiệu là ω . Tam giác PAZ gọi là tam giác thiên văn. Có thể áp dụng công thức sau với tam giác cầu là: x Cos +Sin (3.1) Hơn nữa cung thắt chặt góc ξ (khoảng cách thiên đỉnh) ⇒ cosξ = sinϕsinδ + cosϕcosδ cosω (3.2) Trong vòng quay của mình một ngày, mặt trời vẽ nên vòng cung E'AW'. Góc giờ ω0 vào thời điểm mặt trời mọc hoặc lặn đƣợc xác định từ điều kiện ξ = π/2 có nghĩa là theo (3.2) ϕ δ Cosω = − = −tg tg sin sin ϕ δ 0 (3.3) ϕ δ cos cos 3.1.2. Ngày mặt trời (độ dài ban ngày) Vì mặt trời đi hết một vòng tròn 2π trong một ngày đêm với thời gian t = 86400s (giây) thì độ lớn ngày- thời gian từ mặt trời mọc đến lúc lặn bằng: (3.4) Khi ở xuân, thu phần ( = 0) thì (3.2) tƣơng ứng với: sinh = cosξ = cosθ.cosω. Nhƣ vậy độ cao mặt trời chỉ biến đổi theo vĩ độ và thời gian (h = 90 - ξ độ cao mặt trời) Lúc giữa trƣa (ω = 0) thì sinh = cosξ = cosθ (3.5) Cho nên vĩ độ của ngƣời quan sát càng cao thì độ cao mặt trời lúc trƣa càng nhỏ. Lúc giữa trƣa (không phải thời gian xuân thu phân) thì: sinh = cosξ = sinϕsinδ + cosϕcosδ = cos(ϕ −δ ) (3.6) 37 36 Giáo trình Vật lý khí quyển Nếu ngƣời quan sát ở xích đạo (θ = 0) thì theo (3.2): sinh = cosξ = cosδ cosω (3.7) Nhƣ vậy trong thời gian xuân, thu phân thì độ cao mặt trời lúc giữa trƣa trên xích đạo là (sinh = cosξ = 1); h = 900 (tức là ánh sáng mặt trời đúng từ phía trên tới), vĩ độ càng cao thì độ cao mặt trời lúc giữa trƣa càng thấp; ở hai cực bằng 00 (mặt trời xuất hiện đúng ở trên đƣờng chân trời). Cho nên nếu nhƣ mặt trời quanh năm đều ở trên mặt phẳng xích đạo nhƣ trƣờng hợp xuân thu phân thì sự biến đổi của độ cao mặt trời theo vĩ độ rất đơn giản (vị trí ngƣời quan sát). Độ dài ngắn của ngày đêm sẽ không thay đổi theo mùa (mặt trời ở chính Đông và lặn ở chính Tây, lúc đó bất cứ ở vĩ độ nào, ngày, đêm dài bằng nhau, đều bằng 12 giờ), sự phân bố của bức xạ mặt trời cũng rất đơn giản. Thực tế trái đất nghiêng đối với mặt phẳng xích đạo khoảng 66030', giữa mặt phẳng quỹ đạo trái đất và mặt phẳng xích đạo hợp thành góc ε = 23027' (nghiêng 231/2) cho nên trong một năm, độ cao mặt trời và độ dài ngày luôn luôn biến đổi, phân bố của bức xạ nhiệt cũng trở nên phức tạp. Về mùa hè, trên các vĩ độ Bắc, cách càng xa xích đạo thì δ > 0, cosω0 < 0 (theo 3.3) và tăng theo giá trị tuyệt đối (ω0 > π/2) và ngày sẽ dài hơn (đêm) ω τ 2 0 theo (3.4): 864009s 12h 0 = > 2 π Vào ngày "Hạ chí", khi δ = 23027', trên vĩ độ θ = 66033' N (gọi là trên vùng cực) thì cosω0 = -1 (theo (2.3) và ω0 = π ⇒ mặt trời sẽ không lặn (t0 = 24h). Còn ở phía Bắc cực θ > 66033' N thì mặt trời cũng không lặn, tiếp tục "ngày cực" khi nào còn thoả mãn δ > > −0 90 1 hay bất đẳng thức δ ϕ tg ϕ tg Ngƣợc lại, ở Nam bán cầu (θ< 00) "đêm cực" ở Nam bán cầu tại vùng thoả mãn điều kiện δ > θ+ 900. 38 37 Giáo trình Vật lý khí quyển Đối với trƣờng hợp δ< 0 tức mùa hè ở Nam bán cầu (ngày Đông chí) sẽ ngƣợc lại. Nhƣ vậy gần Bắc cực, trong nửa năm mùa hè ở vĩ độ: θ> 66033' + δ trong một ngày, mặt trời đều ở trên đƣờng chân trời nên ngày mặt trời bằng 24 giờ. Gần Nam cực ở vĩ độ θ < -66033' - δ trong một ngày, mặt trời đều ở dƣới đƣờng chân trời nên ngày mặt trời bằng không (đêm cực). Trong nửa năm mùa đông thì ngƣợc lại. 3.2. Sự di chuyển của trái đất và phân bố nhiệt năng của mặt trời trên bề mặt trái đất trong điều kiện không có khí quyển Tính tổng năng lƣợng mặt trời trên bề mặt trái đất theo đơn vị 1m2 trong cả ngày đêm hay thời gian nào đó của năm, khi cho rằng khí quyển không có một sự giảm năng lƣợng (hấp thụ) nào cả. 3.2.1. Sự di chuyển của trái đất trong năm (sự dài ngắn của mùa) Điểm quan trọng của khí hậu mặt trời là sự dài, ngắn của mùa. Trong thiên văn căn cứ vào hoàng kinh λ của mặt trời để phân chia các mùa. Từ xuân phân (λ= 00) đến hạ chí (λ= 900) là mùa xuân, từ hạ chí đến thu phân (λ= 1800) là mùa hạ, từ thu phân đến đông chí (λ= 2700) là mùa thu, từ đông chí đến xuân phân là mùa đông. Trong thời gian một năm thì quả đất quay quanh mặt trời (Hình 2.3) theo một quỹ đạo elíp T'T" mặt trời ở trên điểm (S). Mặt phẳng của elíp là mặt phẳng của quỹ đạo trái đất đƣợc lập vào năm 1974 với góc ε= 23026'34'' nghiêng so với mặt phẳng xích đạo trái đất (vòng xích đạo). Khi chuyển động theo elíp, ngƣời quan sát sẽ thấy mặt phẳng quỹ đạo cắt ngang mặt phẳng xích đạo trái đất đƣờng giao tuyến γ ' γ tƣơng ứng vào các ngày 21/3 lúc đó trái đất ở vị trí γ ' và ngày 23/9, trái đất ở vị trí γ . 39 38 Giáo trình Vật lý khí quyển λ π γ' 21/3 22/6 22/12 T' ST” γ 23/9 Hình 3.3 : Quỹ đạo trái đất λ: Kinh độ nhìn thẳng của mặt trời (hoàng kinh) π: Kinh độ của điểm cận địa (cận điểm) Nhƣ vậy, ngày 21/3 trái đất ở vị trí γ ' thì giao tuyến trùng với đƣờng thẳng qua tâm mặt trời và trái đất, điểm gần mặt trời nhất trên trái đất nằm trên vòng xích đạo (ngày đó gọi là ngày xuân phân (21/3)). Sau ngày đó, điểm này dịch dần lên phía Bắc và đến ngày 22/6 đƣờng giao tuyến vuông góc với đƣờng thẳng qua tâm của mặt trời và trái đất, điểm gần mặt trời nhất trên trái đất thuộc vòng cung δ = 23027'N của Bắc bán cầu, gọi là ngày hạ chí (22/6). Tiếp đó, theo sự di chuyển của trái đất, điểm gần mặt trời nhất lùi dần về xích đạo và đến ngày 23/9 nằm trên vòng cung xích đạo (δ = 00) gọi là ngày thu phân (23/9). Tiếp tục di chuyển về phía Nam bán cầu, điểm gần nhất nằm trên vòng cung δ = 23027'S gọi là ngày đông chí (22/12). Hành trình tiếp tục của trái đất thì điểm gần nhất lại di chuyển ngƣợc lại phía xích đạo (δ = 0) vào ngày xuân phân (21/3) vừa tròn một năm trái đất đi hết elíp quỹ đạo trái đất. 3.2.2. Sự phân bố nhiệt năng của mặt trời Giả sử các tia mặt trời chiếu xuống bề mặt trái đất theo một góc ξ so với phƣơng đứng (khoảng cách thiên đỉnh). Khi đó, trên 1m2 trong 1giây (s) tiếp nhận đƣợc một lƣợng nhiệt (năng lƣợng) là: 0 ⎟⎠⎞ ⎜⎝⎛ = rr 0 2 ' cosξ I I (3.8) 40 39 Giáo trình Vật lý khí quyển Nhiều khi gọi đại lƣợng I' là "sự phơi nắng" Thay cosξ từ (3.2): cosξ = sinθsinδ + cosθcosδcosω vào (3.8) đối với góc giờ ω cho sẵn , nhận đƣợc I' vào bất kỳ thời điểm nào của ngày. 2 0 ⎟ + ⎠⎞ ⎜⎝⎛ = rr ' [sinϕ sinδ cosϕ cosδ cosω] 0 I I (3.9) Lấy tích phân I' theo thời gian t từ thời điểm mặt trời mọc (bình minh) ω = -ω0 đến lúc mặt trời lặn (hoàng hôn) ω = ω0, khi τ dt d cho rằng trong thời gian 1 ngày δ = const và thay thế ω 2 = π tính đƣợc tổng ngày của năng lƣợng (nhiệt) W: ω r 2 τ ω 0 ⎟⎠⎞ ⎜⎝⎛ = = 0 ∫ ∫ W I dt I ξ ω 2 ' d 0 2 cos − ω 0 2 r π 0 τ ⎟ + ⎠⎞ ⎜⎝⎛rr = [ ] 0 0 0 0 ω sinϕ sinδ cosϕ cosδ sinω I (3.10) π Trên xích đạo, khi θ = 0 và ω0 = π/2 thì: τ δ 0 2 W ( ) cos 0r Ir π = (3.11) Có nghĩa là tổng nhiệt mặt trời cả ngày lớn nhất vào ngày xuân - thu phân (21/3 và 23/9) và nhỏ nhất vào ngày hạ - đông chí (22/6 và 22/12). Ở đây, t là chu kỳ; r0 là bán kính trái đất, r là khoảng cách từ tâm trái đất đến bề mặt mặt trời trong thời gian nào đó. 3.3. Khái niệm về bức xạ mặt trời Trái đất liên tục nhận đƣợc từ mặt trời một năng lƣợng rất lớn dƣới dạng bức xạ mặt trời, là nguyên nhân cơ bản gây ra tất cả các hiện tƣợng và quá trình trên mặt đất và trong khí quyển. Năng lƣợng của các tia phát ra từ mặt trời xuyên qua khí quyển đến mặt đất gọi là bức xạ mặt trời. 41 40 Giáo trình Vật lý khí quyển Vì trái đất ở rất xa mặt trời (cách 150 × 106 km, đƣờng kính d0 = 1.392.000km, trọng lƣợng mặt trời 2 × 1027 tấn) nên ta có thể cho rằng chùm tia mặt trời chiếu xuống trái đất gồm những tia hầu nhƣ thật song song tạo thành thông lƣợng bức xạ mặt trời trực tiếp. Đại lƣợng đặc trƣng cho sức mạnh của thông lƣợng bức xạ của mặt trời gọi là cƣờng độ bức xạ. 3.3.1. Cường độ bức xạ Cƣờng độ bức xạ của mặt trời trực tiếp I, là năng lƣợng bức xạ tính bằng Calo dồn trong 1phút tới 1cm2 bề mặt nằm thẳng góc với các tia mặt trời I ⎟⎟⎠⎞ ⎜⎜⎝⎛cm phút Calo 2 Nhiệt truyền theo 3 hình thức: Truyền dẫn, trao đổi và bức xạ. Không khí dẫn nhiệt không tốt nên truyền dẫn nhiệt kém. Trao đổi là phƣơng thức truyền nhiệt quan trọng trong khí quyển, có thể phân thành 2 loại trao đổi nhiệt lực và động lực. Bức xạ làm phƣơng thức duy nhất của nhiệt năng truyền theo tốc độ ánh sáng không cần vật chất làm môi giới (tốc độ ánh sáng là 3 × 1010cm/s). Bức xạ với các bƣớc sóng nhƣ sau: 0,29 µ - Tia tử ngoại: 0,36 µ - ánh sáng tím: 0,424µ - ánh sáng mầu xanh: 0,492 µ - ánh sáng lục: 0,535 µ - ánh sáng vàng: 0,586 µ - ánh sáng da cam: 0,647 µ - ánh sáng đỏ: 0,76 µ - Tia hồng ngoại: 730µ. Bức xạ mặt trời là nguồn nhiệt duy nhất của khí quyển. Tuy khí quyển hấp thụ bức xạ trực tiếp của mặt trời rất. Bức xạ mặt trời đi qua lớp khí quyển tới bề mặt trái đất, một phần đƣợc hấp thụ, phần còn lại bị phản xạ vào khí quyển. Lƣợng nhiệt năng từ bề mặt trái đất này dễ đƣợc khí quyển hấp thụ. Bức xạ mặt trời là năng lƣợng cơ bản khống chế khí hậu. Vì bức xạ mặt trời có thể khác nhau do sự thay đổi vị trí của mặt trời theo thời gian và không gian, nên khí hậu không những có khác nhau theo vĩ độ mà còn theo mùa. Xét một bề mặt S nào đó nhận đƣợc bức xạ tới khắp mọi hƣớng. Tại một điểm M nào đó trên mặt S, bức xạ tới từ các hƣớng khác nhau của dòng bức xạ sẽ có cƣờng độ khác nhau. 42 41 Giáo trình Vật lý khí quyển Giả sử diện tích cần xét ∆S xung quanh điểm M, góc khối ∆ω quanh hƣớng OM (hƣớng tia mặt trời đến). Hƣớng đó lập với pháp tuyến n với bề mặt ∆S tại điểm M một góc ϕ' (Hình 3.4). Gọi ∆S' là hình chiếu của ∆S lên mặt vuông góc với hƣớng OM, ta có: ∆S' = ∆Scosϕ' (3.12) Khi đó cƣờng độ bức xạ I tại điểm M theo hƣớng OM là: E I (3.13) Δ = F E Δ = Δ Δ ΔΔ = Δ Δ Δ ω ' ω cosϕ' Δωcosϕ' S t Trong đó: t S ∆E : Năng lƣợng bức xạ, đơn vị là Jun (J) gửi qua diện tích ∆S (m2) trong thời gian ∆t (gy) Δ E . : Là mật độ thông lƣợng bức xạ, ký hiệu là F đơn vị Δ Δ S t J/m2.gy = W/m2, là năng lƣợng bức xạ gửi qua một đơn vị diện tích ∆S trong thời gian ∆t. Đối với bức xạ đơn sắc, bƣớc sóng λ ta có cƣờng độ bức xạ đơn sắc I λ và mật độ thông lƣợng Fλtƣơng ứng: F I (3.14) Δ = cos λ λ Δ ′ ω ϕ Δθ θ 0 r A B n Δω C ΔS' ΔS M ϕ' Hình 3.4 43 42 r D ϕ Giáo trình Vật lý khí quyển Khi xét trong toạ độ cầu r,ϕ ,θ diêntíchABCD Δω = (3.15) Ta có 2 r Vì diện tích ABCD đủ nhỏ để bằng AB × AD mà AB = rsinϕ'∆θ và AD = r∆ϕ' , nên ϕ θ ϕ ϕ θ ϕ ω = ′Δ Δ ′ ′Δ Δ ′ Δ = sin sin2 r r r Từ (3.14) suy ra: (3.16) ∆ Fλ= I λ cosϕ'sinϕ'∆ϕ'∆θ (3.17) Giá trị mật độ thông lƣợng bức xạ Fλ tìm đƣợc bằng cách tính phân (3.17) theo nửa mặt cầu nằm bên trên diện tích ∆S: π 2 π 2 ∫ ∫ = ′ ′ ′ Fλ dθ I ϕ ϕ dϕ cos sin λ 0 (3.18) 0 Nếu trƣờng bức xạ là thẳng đứng thì: Fλ = πIλ (3.19) 3.3.2. Định luật bức xạ a. Định luật Plăng cơ Bức xạ của "vật đen tuyệt đối" trong trạng thái cân bằng "nhiệt động lực" trong một giây (s) gửi qua 1m2 diện tích bề mặt theo phƣơng vuông góc với bề mặt bằng Iλ (ở bƣớc sóng λ): 2 c h I = 2 1 λ λ (3.20) 5 e Trong đó: 44 43 ch K T λ − 1 Giáo trình Vật lý khí quyển h: Là hằng số Plăng cơ = 6,62517 × 10-34 J.s K= 1,38044 × 10-23J/K - Hệ số khí đối với 1 phân tử. c = 2,99793 × 108m/s -Vận tốc ánh sáng λ : Bƣớc sóng bức xạ, giá trị ch/K = 1,43880 × 10-2m.K Tổng cƣờng độ bức xạ (toàn phần): Hình 3.5 I- Vùng tử ngoại II- Vùng ánh sáng nhìn thấy III- Vùng hồng ngoại ∫∞ λdλ I I = 0 (3.21) Nhƣ vậy I 0 khi λ ∞ và λ 0 có nghĩa là năng lƣợng bức xạ giảm vào cuối phổ hồng ngoại và tử ngoại (Hình 3.5). Tìm giá trị bƣớc sóng λm, khi bức xạ Iλ cực đại. 45 44 Giáo trình Vật lý khí quyển b. Định luật Vien ch khi đó Đặt α λ = K T α λ λ ch ch d dKT α = α = 2 K T ; Tìm α để I cực đại 555 α = − K T Ich eα 2 3 4 ( 1) Vi phân I (đạo hàm) ( ) dI 5 5 K T α α α α 4 5 e e − − = α 2 1 5 ( ) 0 = − 2 3 4 α e d c h 1 ⇒ 5(eαm - 1) – αmeαm = 0 ⇒ αm = 4,9651 2 0,28978 10 − ch x và λ = = (mét) (3.22) m α KT T m Công thức (3.22) gọi là định luật dịch chuyển Vien. Nghĩa là trong phổ bức xạ của vật đen thì cƣờng độ lớn nhất của bức xạ ở bƣớc sóng tỷ lệ nghịch với nhiệt độ tuyệt đối. c. Đinh luật Stefan- Bosman Tổng thông lƣợng bức xạ vật đen là: ∞∞ ∞ λ λπ λ π d F Fd I d ch 2 ∫∫ ∫ = = = 2 λ λ ch 00 0 5 KT λ λ ( 1) − e ∫−∞ − ⎟⎠⎞ ⎜⎝⎛ = −025 5 c h ∫∞− =03 α α πed 4 4 π α α 2 ch KT 2 K T (3.23) d 2 α α 2 3 α KT ch ( 1) 46 45 c h e 1 Giáo trình Vật lý khí quyển Ở đây ∫∞= = − 03 46,492 α α π α e d từ đó: 1 15 F = ζT4 gọi là định luật Stefan-Bosman (3.24) ⇒ F tỷ lệ thuận với T4 ζ: Gọi là hằng số Stefan- Bosman, ζ = 5,67032 × 10-8 W/(m2K4) hay 8,1278 × 10-7 Cal/(m2sK4). Trong vật lý khí quyển trƣớc đây ζ = 8,26 × 10-7Cal/(m2sK4). 3.3.3. Hằng số mặt trời Trên tất cả ở các điểm ở giới hạn bên ngoài của khí quyển, bức xạ ở khắp mọi nơi đều bằng nhau, do đó quy ƣớc gọi cƣờng độ bức xạ ở giới hạn của khí quyển là hằng số mặt trời và biểu thị nó bằng I0. Với khoảng cách trung bình từ trái đất đến mặt trời là r0, độ ⎜⎜⎝⎛cm phút lớn của hằng số mặt trời bằng 1,88 ⎟⎟⎠⎞ Cal 2 (Châu Âu) và ⎜⎜⎝⎛cm phút 1,94 ⎟⎟⎠⎞ Cal 2 (theo thang bức xạ Châu Mỹ). 2 I r = (3.25) 0 0 Khi khoảng cách r thay đổi trong mùa và 2 1,88 r 2 0 1,88 ⎟⎠⎞ ⎜⎝⎛ = rr I (3.26) Do đó 0 Hằng số mặt trời phụ thuộc vào hoạt động của mặt trời. Do đó chắc hẳn là độ lớn của I0 tăng lên khi số vết đen trên mặt trời tăng lên. Trên toàn trái đất với bán kính R = 6371.105 cm, có thiết diện ngang bằng πR2 = 1,275.1018 cm2, mỗi phút từ mặt trời năng lƣợng dồn tới giới hạn bên ngoài khí quyển là: 47 46 Giáo trình Vật lý khí quyển I0πR2 = 2,4.1018 Calo/phút và năng lƣợng của bức xạ mặt trời hàng năm dồn tới là 365 ngày × 24giờ × 60phút × 2,4.1018Calo/phút = 1,275 × 1024 Calo. Muốn thu đƣợc một năng lƣợng nhƣ vậy cần phải đặt trên mỗi kilomét vuông trên mặt trái đất 1 nhà máy điện công suất 328000KW. Song chỉ có một phần nhỏ không đáng kể (0,45 × 10-9) của toàn bộ bức xạ do mặt trời phóng vào không gian vũ trụ rơi xuống trái đất. Ta tìm đƣợc năng lƣợng tổng cộng Q mà mặt trời bức xạ trong một phút bằng cách nhân độ lớn của hằng số mặt trời với diện tích một mặt cần có đƣờng kính bằng khoảng cách trung bình từ trái đất đến mặt trời. r0 = 1500.1010cm; Q = 4πr02I0 = 4π(1500.1010)21,88 = 5,316.1027 Calo/phút. Bán kính mặt trời R = 696000km ⇒ tính đƣợc bức xạ F mà mỗi cm2 của mặt ngoài của mặt trời phát ra trong một phút; 27 27 Calo 5,316.10 = = = π π 5,316.10 F 18 2 4 R 2 4 (696.10 ) 87320 cm phút 87320 = = = − σF T Theo (3.24) ⇒ 4 0 4 5760 10 0,826.10 Hoặc theo (3.22) λmT = 0,28976 × 10-2 m với λm = 0,475μm ⇒ T = 61000 3.4. Sự suy yếu của bức xạ mặt trời trong khí quyển 3.4.1. Sự khuyếch tán của khí quyển Thông lƣợng bức xạ mặt trời xuyên qua bề dầy của khí quyển dần dần bị suy yếu do những quá trình hấp thụ và khuyếch tán năng lƣợng bức xạ trong khí quyển. Tuỳ theo độ cao của mặt trời trên 48 47 Giáo trình Vật lý khí quyển chân trời, các tia mặt trời đi xuyên qua mặt bề dầy hoặc "khối lƣợng khí quyển" m khác nhau. S C m1= 1 A D S S ξ H S Ch©n trêim2 m3m4 B Hình 3.6 Các tia mặt trời với những góc nghiêng khác nhau đối với chân trời, tức là những độ cao khác nhau của mặt trời (Hình 3.6). Nếu mặt trời nằm ở thiên đỉnh, thì các tia sáng đi trong khí quyển theo đƣờng ngắn nhất CB. Trong trƣờng hợp này "khối lƣợng" khí quyển m mà chùm tia có thiết diện 1cm2 đi xuyên qua, tức là khối lƣợng của cột khí quyển thẳng đứng có đáy bằng 1cm2, đƣợc quy ƣớc lấy làm đơn vị m = 1. Ở các vị trí khác chùm tia đi qua "khối lƣợng" khí quyển lớn hơn. Các chùm tia mặt trời vào khí quyển, đầu tiên qua những vùng loãng, sau đó đến các lớp đậm đặc hơn, dần dần bị suy yếu do hấp thụ và khuyếch tán. Khuyếch tán là phần năng lƣợng đi ngƣợc lại vào khoảng không vũ trụ. Còn hấp thụ là do các chất Ozon tầng cao (bình lƣu) O3, hơi nƣớc H2O, CO, CO2, O2, hấp thụ bức xạ xẩy ra trong các phổ khác nhau đối với từng chất. Trong khuyếch tán ánh sáng bởi các phân tử, bức xạ đơn sắc bị yếu đi dIλ trên đƣờng đi dx là: dIλ = - k1Iλ dx (3.27) ∞ k dx −∫ = (3.28) Từ đó : 1 0 x I Ie λ λ Trong đó: 49 48 Giáo trình Vật lý khí quyển Iλ: Mật độ dòng bức xạ mặt trời (cƣờng độ bức xạ mặt trời) ⎜⎜⎝⎛cm phút I0λ: Cƣờng độ ban đầu [W/m2] hoặc ⎟⎟⎠⎞ Cal 2 Hệ số k1 nói lên phần của dòng bức xạ bị khuyếch tán bởi một đơn vị thể tích của môi trƣờng khí quyển; các hạt rất nhỏ thì: π 3 2 n k − = (3.29) 32 ( 1) 1 3 4 λ N Trong đó: n - Hệ số khúc xạ của không khí đối với bƣớc sóng cho trƣớc N: Số phân tử trong một đơn vị thể tích. Bảng 3.1: Các giá trị n và k tương ứng với các bước sóng λ nm 1000 750 600 500 400 350 300 (n-1)×104 2,892 2,905 2,922 2,943 2,983 3,023 3,071 k × 105m-1 0,1092 0,3484 0,8604 1,81 4,54 7,929 15,25 Đối với những hạt vật chất lớn hơn: k2 = Nπr2F(ρ) (3.30) N: Số hạt trong 1m3 Nπr2: Tổng số theo mặt cắt vuông góc r: Bán kính hạt Hàm F(ρ) = 0 ÷ 4 π ρ2 r = λ 50 49 Giáo trình Vật lý khí quyển 3.4.2. Công thức Bugơ - Lambe Sự suy yếu ở độ cao (h) theo (3.28) khi thay k1 bằng hệ số đầy đủ kλ, x = h sẽ có: = ∫ =−∞ (3.31) − k dh λ λ λ λ− 0 0h τ I I e I e h λ ( ) Gọi là công thức Bugơ-Lambe (Bouguer- Lambert). Tích phân ∫∞= k dh (h) λ λ τ gọi là "bề dầy quang học" hoặc h "khối lƣợng" quang học của khí quyển ở độ cao h. Khi h = 0; ∞ = ∫ k dh λ λ τ 0 0 0 0 o I Ie I p λ τ λ λ λλ ⇒= = − (3.32) o p e λ τ − = gọi là hệ số trong suốt của khí quyển. λ Iλ: Là một phần năng lƣợng bức xạ mặt trời (với bƣớc sóng λ, đạt tới bề mặt trái đất theo một góc "thẳng đứng". Nếu tia mặt trời chiếu theo một góc ξ so với phƣơng vuông góc (phƣơng đứng) thì dx = dh.secξ dh 1 ⎟⎠⎞ ⎜⎝⎛ = = dx m cosξ ∞ −− ∫ = = = (3.33) I Ie Ie I p λ ξ k dh secsec sec τξ ξ 0 λ λ λ λ λ 0 00 Gọi là định luật Bouguer (Công thức Bugơ) Lambert đối với bức xạ đơn sắc. 51 50 Giáo trình Vật lý khí quyển ξ dx dh Hình 3.7 Ζθ hθ Thông thƣờng ξ gọi là khoảng cách thiên đỉnh (Zθ) và góc bù 900 - Zθ = hθ gọi là độ cao của mặt trời (Hình 3.7). Bảng 3.2: Các giá trị m "Số khí quyển" tuỳ theo Zθ và hθ 0 10 20 30 40 50 60 70 80 85 90 90 80 70 60 50 40 30 20 10 5 0 m 1 1,02 1,06 1,16 1,30 1,55 2,00 2,90 5,60 10,40 35,40 Góc ξ sẽ tăng dần khi vào khí quyển và đạt cực đại bằng ξ0 ở bề mặt trái đất (tƣơng ứng 0 Zθ và 0 θ h ). ∞ ∞∫ bé hơn 0 00 = ∫ k dh λ ξ Nhƣ vậy giá trị sec 0 k Giá trị secξ0 = sec 0 Zθ = cosec 0 k dh sec sec λ λ ξτξ (3.34) θ h = m(ξ0) gọi là "khối lƣợng" hoặc "số khí quyển" Iλ = Iλ0 e-m(ξo)τλ0 = Iλ0 pm(ξo) (3.35) Khi ξ → 900, m tăng rất nhanh, nên rõ ràng tia sáng mặt trời giảm mạnh (vào buổi chiều khi mặt trời nấp ở chân trời). Ban ngày ξ0 nhỏ và m(ξ0) thay đổi ít và chậm nên Iλ thay đổi chậm và ít. Đại lƣợng τλ gọi là hệ số quang phổ suy yếu hay (hệ số tắt) của bức xạ có bƣớc sóng cho sẵn λ; Pλ - Hệ số trong suốt của khí quyển. 51 52 Giáo trình Vật lý khí quyển 3.5. Bức xạ trực tiếp Bức xạ mặt trời trực tiếp gọi là bức xạ trực tiếp. 3.5.1. Tính bức xạ trực tiếp theo đinh luật Bugơ- Lambe λ λsec I = I 0P ξ P: Hệ số trong suốt của khí quyển hay là hệ số chiếu xuyên trung bình. Hiện tƣợng tán xạ (khuyếch tán) ánh sáng và hấp thụ do hơi nƣớc (H2O), Ozon và tƣơng tự trong tính toán của định luật Bugơ Lambe xác định đƣợc lƣợng bức xạ đạt tới bề mặt trái đất trong sự phụ thuộc vào vĩ độ, thời gian của năm, độ ẩm không khí, ... Khi xét đến sự biến đổi của khoảng cách mặt trời r thì: I λ ξ 0 P sec I = (lấy r0 = 1) (3.36) λ r 2 (không xét đến ảnh hƣởng của triết xạ) Trên mỗi đơn vị diện tích mặt đất, trong một đơn vị thời gian nhận đƣợc thông lƣợng bức xạ mặt trời trực tiếp là: I dw = ξ = m = λ ξ cos sec 0 (IM tổng lƣợng bức xạ mặt dt r P I Q 2 trời trực tiếp) (3.37) (cosξ = sinθsinδ + cosθcosδcosω theo (3.2)) Do đó, dựa vào (3.37) có thể tính đƣợc sự phân bố của bức xạ π nên khi ξ = 0 (tức mặt mặt trời trên trái đất. Vì p < 1 và ξ = 0 ÷2 trời ở ngay thiên đỉnh) ⇒ cosξ = 1 thì bức xạ mặt trời đạt đến trị số 02 . Ip π⇒ bức xạ bằng 0. r Khi ξ = 2 53 52 Giáo trình Vật lý khí quyển Khi dùng công thức Bugơ - Lambe thấy phức tạp, nên Kastơrốp từ số liệu thí nghiệm và cơ sở lý luận đã tìm ra công thức gọi là công thức Ka-stơ- rốp: I 0 Q= IM=1 secξ +(3.38) C Trong đó: C: Biểu thị sự trong suốt của khí quyển, khi độ cao mặt trời trên 900 Sec ξ = m : Khối lƣợng quang học khí quyển. Io: Là hằng số mặt trời, tức là cƣờng độ bức xạ trƣớc khi đi vào khí quyển. ∞− = = ∫ (3.39) sec Q I Ie d M λ τ ξ λ λ 0 0 Hay Q = IM = I0pMsecξ = I0pMm(ξ) (3.40) pm gọi là hệ số chiếu xuyên tổng hợp Giả sử I0 = 1,88 ta có bảng số liệu. Bảng 3.3: Sự suy giảm của bức xạ mặt trời trong khí quyển (theo Đờ rô-giơ đốp) Độ cao mặt trời (độ) 90 30 5 Độ dài quãng đƣờng ánh sáng đi qua khí quyển secξ 1 2 10,400 Tỷ số ánh sáng đi qua đo đƣợc trên I M đƣờng đi: 0 I 0,9042 0,8298 0,5638 Tỷ số ánh sáng đi qua tính theo công thức Bugơ- Lambe 0,9042 0,8176 0,2530 54 53 Giáo trình Vật lý khí quyển Do đó theo Bảng 3.3, khi độ cao mặt trời là 900, ta có thể tìm đƣợc theo (3.38) I Q IM ; C = 0,106 + = + = = I 0 0 1 1 0,106 C = IIM ); ⎟⎟⎠⎞ (vì 0,9042 0 ⎜⎜⎝⎛ = −1 0MII C Mức giảm của bức xạ mặt trời tính theo công thức Kastơrốp tƣơng ứng 900 0,8245 50 0,9042 300 0,4504 I Q I M+ = = ; C = 0,106 (3.41) 0 1 secξ C 3.5.2. Tính bức xạ trực tiếp dựa vào chỉ số vẩn đục và hệ số vẩn đục Trên đƣờng đi qua khí quyển, bức xạ mặt trời bị giảm mất đi một cách có chọn lọc do tác dụng tán xạ của phân tử khí quyển, tác dụng hấp thụ và tán xạ của hơi nƣớc và bụi. Tác dụng làm giảm bức xạ mặt trời gọi là tác dụng tiêu hao ánh sáng của khí quyển. Hệ số tiêu hao ánh sáng aλ có thể là tổng số của hệ số tán xạ phân tử thể khí (aλg) hệ số hấp thụ của hơi nƣớc (aλw) và hệ số tán xạ của bụi (aλS). Nếu w là lƣợng hơi nƣớc chứa trong không khí, s là lƣợng bụi thì tổng tác dụng tiêu hao ánh sáng : aλ = aλg + waλw + saλS (3.42) Tuy có thể dùng hệ số chiếu xuyên hoặc hệ số tiêu hao ánh sáng để biểu thị độ vẩn đục của khí quyển, nhƣng các hệ số này có biến đổi theo độ cao mặt trời, độ cao cách mặt nƣớc biển hoặc thời gian khác nhau trong một ngày (nên không thể so sánh với nhau một cách chặt chẽ đƣợc) ⇒ Đề xuất chỉ số vẩn đục làm tiêu chuẩn đo độ vẩn đục. 55 54 Giáo trình Vật lý khí quyển Chỉ số vẩn đục (T) là hệ số tiêu hao ánh sáng a và hệ số tán xạ phân tử ag T = + + − + + = 1 (3.43) Theo (3.42) ⇒ a wa sa g w s a w w a s s a g a s a g Khi đó công thức Bugơ- Lambe thành: Q = IM = I0 . e-am = I0.e- agTm (3.44) Hoặc T 0 0 0 0 lg lg 2,303 lg 0,43431 ln 1 = = = = I I p II I g M g M g M MI a m I ma I ma (3.45) IM: Là cƣờng độ bức xạ quan trắc đƣợc khi khối lƣợng không khí là M. I0: Là hằng số mặt trời ag: Hệ số tiêu hao ánh sáng của không khí khô hoàn toàn; 0,434 = log10e Nếu là không khí khô và thuần khiết thì chỉ số vẩn đục sẽ là 1, nên g a m I Ie− = (3.46) 1 0 I Ta mI = và ⇒ Từ (3.44) và (3.46) ⇒ 0 2,303lg g M 2,303lg gI 0 a mI = 1 − = (3.47) lg lg I I ⇒ T 0 lg lg M I I o − 1 Căn cứ vào (3.47) có thể tính đƣợc chỉ số vẩn đục ở các nơi. 56 55 Giáo trình Vật lý khí quyển Ngoài ra còn có hệ số vẩn đục làm tiêu chuẩn để đo độ vẩn đục. Độ vẩn đục của khí quyển là do tác dụng tán xạ của phân tử không khí và bụi và tác dụng hấp thụ của hơi nƣớc gây ra. ⇒ Nếu chỉ tính riêng ảnh hƣởng vẩn đục của bụi thì bức xạ mặt trời mất đi là: dm Công thức Ăng Strôm (3.48) dI = -βI α λ α: Là chỉ số lƣợng. β: Là hệ số vẩn đục, tỷ lệ với lƣợng bụi. Thông thƣờng α = 1,3, trƣờng hợp khác (núi lửa, có bụi hợp thành phân tử có đƣờng kính độ 1m) thì a = 0,5 Tích phân (3.48) β ⇒ m − I I e α λ = 0 (3.49) λ λ ⇒ Nếu xét thêm đến vẩn đục của phân tử không khí, thì theo định luật Bugơ: β m m I I peλ (3.50) Trong đó: − = λ λ 0 g 1,3 λ pgλ : Hệ số chiếu xuyên chỉ có quan hệ với phân tử không khí. 3.6. Bức xạ tán xạ Bức xạ của bộ phận sóng tƣơng đối ngắn trong bức xạ mặt trời bị phân tử không khí và bụi lơ lửng trong khí quyển làm tán xạ ra bốn xung quanh gọi là bức xạ tán xạ. Sau khi bức xạ mặt trời bị tán xạ, một bộ phận hƣớng lên trên không, bộ phận còn lại tới mặt đất. Bức xạ đi từ trên không xuống 57 56 Giáo trình Vật lý khí quyển tới mặt đất gọi là bức xạ tán xạ hoặc ánh sáng bầu trời chiếm một nửa ánh sáng tán xạ. Bức xạ tán xạ chỉ là ánh sáng có thể nhìn thấy, bƣớc sóng của nó từ 0,3÷3μ. Cƣờng độ bức xạ tán xạ có thể 0,1 ÷ 0,2 Calo/cm2phút và khi xuất hiện mây trung tầng mỏng, thì có thể lên tới 0,6 Calo/cm2phút. Do đó, ánh sáng bầu trời thƣờng gọi là bức xạ bầu trời sóng ngắn, bức xạ nghịch gọi là bức xạ bầu trời sóng dài (> 3μ). Chỗ dâm và trong phòng, tuy không có ánh sáng trực tiếp nhƣng vẫn sáng, đó là vì có bức xạ tán xạ (nếu không có khí quyển thì không có loại ánh sáng này). Cƣờng độ của bức xạ tán xạ có liên quan đến hệ số chiếu xuyên và độ cao mặt trời: Iz = I0 (1 - p) (3.51) Trong đó, trung bình có 1/2 tức là: 1 1 p q I I z− = = có thể đi tới mặt đất (3.52) 0 2 2 Công thức đầy đủ là: I (1 ) cosξ 20 m p q = − (3.53) Giả sử hệ số chiếu xuyên trung bình của khí quyển là p= 0,6, theo (3.52) loại bức xạ tán xạ này có thể tƣơng đƣơng với 20% tổng bức xạ mặt trời. Đối với các độ cao mặt trời nhƣ nhau, giả định hệ số chiếu xuyên là 0,75 và khi độ cao mặt trời là 300 với bức xạ chiếu thẳng góc ở biên giới trên của khí quyển là 1, theo định luật Lambe bức xạ mặt trời trực tiếp nhận đƣợc trên mặt đất nằm ngang chỉ bằng 28% năng lƣợng bức xạ chiếm ở biên giới trên của khí quyển. Lúc đó ánh sáng bầu trời đã tới 14%, bằng 1/2 bức xạ trực tiếp. Giả định hệ số chiếu xuyên là 0,6, nhƣ vậy bức xạ mặt trời trực tiếp chiếu trên mặt đất giảm thấp đến 10%, còn ánh sáng bầu trời tăng đến 20%, nên ánh sáng bầu trời còn có thể vƣợt quá ánh sáng mặt trời trực tiếp. Ngoài ra mặt trời càng thấp thì bức xạ mặt trời trực tiếp càng yếu hơn ánh sáng bầu trời. 58 57 Giáo trình Vật lý khí quyển Buổi trƣa, trên mặt phẳng nằm ngang, bức xạ tán xạ có thể bằng 25% lƣợng bức xạ trực tiếp, buổi tối vì ánh sáng chiếu xiên và khí quyển tƣơng đối đục, bức xạ tán xạ còn có thể mạnh hơn nữa. Bức xạ tán xạ khi trời nắng có thể bằng 1/3 đến 1/8 và trời mây mù có thể bằng 30 đến 40% bức xạ trực tiếp. Có thể tính đƣợc tỉ số giữa bức xạ mặt trời trực tiếp (Q) và bức xạ tán xạ (q) của các loại mầu sắc trên mặt phẳng nằm ngang khi trời nắng và trời mây. Tổng bức xạ (Q + q) có thể tính theo biểu đồ: ⎜⎜⎝⎛ ⎟⎟⎠⎞ ( ) ( )0 0,235 0,765ss Q q n Q q (3.54) + = + + 0 (Q + q)n: Tổng bức xạ thực tế ở một thời kỳ nào đó. (Q + q)0: Tổng bức xạ lý thuyết khi trời nắng hoàn toàn trong cùng thời kỳ đó. s: Số giờ nhật chiếu thực tế. s0: Số giờ nhật chiếu lý thuyết; khi trời dâm hoàn toàn thì: s = 0 ⇒ (Q + q)n= 0,235 (Q + q)0 ; qn = 24%q0 3.7. Sự phản hồi của bức xạ - An be đô Một phần bức xạ mặt trời (cả trực tiếp và tán xạ) không đƣợc trái đất sử dụng mà phản hồi lại từ mặt đất hoặc từ bề mặt của các đám mây trở về khoảng không vũ trụ. Tỷ số của bức xạ phản hồi R theo tất cả các hƣớng từ một đơn vị bề mặt so với độ lớn của bức xạ S rơi xuống bề mặt đơn vị đó gọi là "An be đo" của mặt. Đại lƣợng này là SR A = đặc trƣng cho khả năng phản xạ của một mặt cho sẵn, nó cho biết phần bức xạ bị phản hồi từ mặt đó bằng bao nhiêu. 59 58 Giáo trình Vật lý khí quyển An be đo của mặt đất phụ thuộc vào loại đất, mầu đất và độ gồ ghề của mặt đất, vào sự có mặt của lớp cây cối. Các giáng thuỷ làm ẩm đất cũng ảnh hƣởng đến khả năng phản xạ của nó (đất ƣớt phản xạ ít hơn đất khô). Ngoài sự phản hồi bức xạ, trái đất sau khi nhận đƣợc nhiệt cũng bức xạ vào khí quyển gọi là bức xạ mặt đất hay bức xạ do mặt đất phóng ra. Bức xạ từ mặt đất phóng ra có hai loại là bức xạ bức xạ sóng dài và bức xạ sóng ngắn. Bức xạ sóng dài của mặt đất gọi là bức xạ mặt đất hoặc bức xạ ban đêm (vì thể hiện rõ nhất về đêm). Khác với mặt trời, nhiệt độ trái đất thấp 3000K nên bức xạ của nó dƣới dạng sóng dài. Vật đen có nhiệt độ của trái đất khoảng 3000K, bức xạ bƣớc sóng giữa 3μ và 80μ. Theo định luật Vien thì cƣờng độ lớn nhất của nó là ở 10μ: λmT = 2880. Giả sử T = 2880K ⇒ λm = 10µ Cƣờng độ phát xạ của vật đen tuyệt đối E0 E0 = ζT4, ζ = 0,826 × 10-10 và T: Nhiệt độ tuyệt đối Cƣờng độ phát xạ của một vật không tuyệt đối đen, ví dụ của mặt đất Ed bao giờ cũng nhỏ hơn ζ T4 (vì có sự hấp thụ bức xạ) Định luật Kiec-sơ-hốp về cƣờng độ phát xạ đơn sắc Eλ của mọi vật tỷ lệ với hệ số hấp thụ của vật đối với độ dài sóng cho sẵn αλ và đƣợc tính: Eλ = αλE0λ (3.55) Trong đó: E0λ là cƣờng độ phát xạ của một vật đen tuyệt đối đối với λ. Bức xạ toàn phần của quả đất Ed có thể đƣợc viết gần đúng: Ed = aζT4 (3.56) Trong đó: a là giá trị trung bình của hệ số hấp thụ trong vùng sóng dài của quang phổ. 60 59 Giáo trình Vật lý khí quyển Bức xạ nhiệt từ khí quyển phát ra gọi là bức xạ nghịch. Ta hãy hình dung một mặt đen tuyệt đối nằm ngay trong khí quyển. Mỗi cm2 của mặt này sẽ mất đi bằng bức xạ 1 năng lƣợng (E). Đồng thời trên mỗi cm2 sẽ dồn tới một thông lƣợng bức xạ sóng dài G do khí quyển phát xạ tới mặt đó. Ta gọi thông lƣợng bức xạ G đó là bức xạ nghịch của khí quyển. Bức xạ nhiệt do mặt đất phát ra có thể bị mặt đất hấp thụ hoàn toàn gọi là bức xạ nghịch hay gọi là bức xạ nghịch của khí quyển (G). Phần lớn bức xạ sóng dài của mặt đất qua khí quyển bị hấp thụ bởi các chất CO2, CH4, NOx, H2O... gọi là chất khí nhà kính và hiện tƣợng đó gọi là hiệu ứng nhà kính làm cho nhiệt độ bề mặt đất nóng lên (greenhouse effect). Bức xạ sóng ngắn do mặt đất phản xạ (phóng ra) gọi là ánh sáng phía dƣới. Cƣờng độ bức xạ sóng ngắn do mặt đất phóng ra thay đổi theo suất phản xạ của mặt đất và độ cao của mặt trời. Nếu trong phạm vi một vùng nào đó, số phần trăm diện tích rừng là n1, diện tích ruộng canh tác là n2, diện tích hồ chứa nƣớc là n3,... và khi biết suất phản xạ của các nhân tố cảnh quan đó là a1,a2,...,ak thì có thể căn cứ vào trị số trung bình theo mật độ của các loại suất phản xạ để tính suất phản xạ a của vùng này: + + + = ...... n a n a n a 1 1 2 2 (3.57) a+ + + n n n 1 2 k k k Trên mặt nƣớc yên tĩnh, có thể căn cứ vào công thức Fơ-ret Snen để tính suất phản xạ a(z) 1 ( ) 22 2 ⎭⎬⎫ ⎩⎨⎧+− + z x tg z x − = ( ) sin ( ) ( ) a z (3.58) 2 2 z x tg z x Trong đó: z: góc tới x: góc triết xạ sin ( ) + Để so sánh bức xạ sóng ngắn do các loại mặt đất phóng ra. Giả định I là lƣợng bức xạ của một mặt đất rộng lớn, giả định suất 61 60 Giáo trình Vật lý khí quyển phản xạ của mặt đất này là (a), lƣợng phản xạ sẽ là Ia. Một bộ phận trong đó còn có thể do tán xạ của khí quyển quay trở lại mặt đất. Nếu tỷ suất của lƣợng tán xạ này đối với toàn bộ là d thì chỉ có Iad đến mặt đất, rồi phản xạ Ia2d trong đó có Ia2d2 trở lại mặt đất. Nếu trị số a và trị số d của các loại bƣớc sóng giống nhau thì tổng lƣợng S thu đƣợc ở trên mặt đất là: S I Iad Ia d Ia d I − = + + + + = 11 ... 2 2 3 3 (3.59) ad Suất phản xạ là tỷ số giữa lƣợng phản xạ và tổng lƣợng bức xạ thu nhập. Suất phản xạ của trái đất dùng để đo toàn bộ sức phản xạ của trái đất và khí quyển, trị số này bằng tỷ số giữa bức xạ mặt trời quay trở lại khoảng không vũ trụ (do tán xạ và phản xạ của khí quyển và phản xạ bởi mặt đất) và bức xạ mặt trời chiếu tới. 3.8. Bức xạ hữu hiệu 3.8.1. Khái niệm về bức xạ hữu hiệu Vì mặt đất luôn luôn bức xạ đi nên theo quan trắc thực tế thì nhiệt lƣợng mất đi trong ban đêm của ngày nắng ở tầng dƣới của khí quyển là khoảng 0,15 Calo/cm2. Nhƣng theo tính toán từ công thức Stephen Bôn-giơ-men với nhiệt độ mặt đất trung bình là 14,40C thì trị số đó là 0,56Calo lớn hơn trị số quan trắc thực. Đó là vì mặt đất còn tiếp thu bức xạ nghịch của khí quyển, chúng ta chỉ quan trắc đƣợc hiệu số của 2 trị số đó mà thôi. Hiệu số giữa 2 bức xạ mặt đất và bức xạ nghịch gọi là bức xạ hữu hiệu của mặt đất phóng ra hoặc bức xạ ban đêm (E* = E - G). Bức xạ hữu hiệu cũng là bức xạ sóng dài, cƣờng độ của nó rất yếu: Khi không có mây chỉ biến đổi trong khoảng giữa 0,12 và 0,14 Calo/cm2phút, nói chung nhỏ hơn bức xạ mặt trời. Nhƣng bức xạ hữu hiệu có trong cả ngày lẫn đêm, nên tổng lƣợng năm của bức xạ hữu hiệu có thể rất lớn, bằng khoảng trên một nửa tổng bức xạ. Bức xạ hữu hiệu có thể bằng 1/4 bức xạ mặt đất. Ban đêm không có bức xạ mặt trời, nhƣng không lạnh quá, vì bức xạ nghịch của khí quyển làm cho bức xạ hữu hiệu của mặt đất giảm nhỏ. Căn cứ vào trị số bức xạ hữu hiệu có tính sự biến đổi hàng ngày của nhiệt độ trong tầng không khí mặt đất để nghiên cứu cân bằng nhiệt lƣợng của mặt đất. 62 61 Giáo trình Vật lý khí quyển 3.8.2. Tính toán về bức xạ hữu hiệu Quan trắc bức xạ hữu hiệu rất khó, nên rất ít trạm có số liệu quan trắc về bức xạ hữu hiệu. Có thể sử dụng công thức thực nghiệm, căn cứ vào số liệu nhiệt độ và độ ẩm của mặt đất tính bức xạ hữu hiệu, khi không có mây: Công thức Ăng- Strôm: E0* = ζθ4(A + B.10-0,522e) calo/cm2.phút (3.60) Công thức Bu-lăng-đơ: E0* = ζθ4(a - b e ) calo/cm2.phút (3.61) Ở đây E0* đại diện cho bức xạ hữu hiệu khi không có mây, θ và e là nhiệt độ tuyệt đối và áp lực hơi nƣớc (mb) của không khí trên mặt đất. A, B, a, b là những hằng số, khi mặt đất khác nhau thì chúng có trị số khác nhau (tính theo thực nghiệm). Ví dụ có tác giả đã tính đƣợc: A = 0,210; B = 0,174; a = 0,47; b = 0,065. Công thức Bôn-dơ và Fa-ken-be E0* = ζT4(0,180 + 0,250 × 10-0,126e) (3.62) Ở đây e là áp lực hơi nƣớc (mm). Bức xạ hữu hiệu là hàm số phức tạp của sự phân bố nhiệt độ và hơi nƣớc trong khí quyển. Nhƣng các công thức trên chỉ mới căn cứ vào số liệu nhiệt độ và độ ẩm mặt đất, nên còn có hạn chế: - Chỉ chính xác với khoảng cách nhất định của nhiệt độ và độ ẩm. - Vì hằng số xác định theo tính chất khu vực và phải xác định dựa vào số liệu quan trắc bức xạ hữu hiệu thì mới dùng công thức thực nghiệm. - Gradient nhiệt theo phƣơng đứng gần bằng gradient trung bình phƣơng đứng của nhiệt độ (60C/1km). 63 62 Giáo trình Vật lý khí quyển Bec-li-an-đơ từ phƣơng trình truyền nhiệt tính đƣợc bức xạ hữu hiệu khi trời đẹp là: ⎧⎪ = − ⎨ − +− − ∞ θ γ θ 4 ( ) ( ) ln ( ) n a mH Hn in n e E SE c am E am ⎪⎩ ∑ * [ ] 4 3 0, 0 0 p θ βθ θ 0 00 n ∞ ∞ (3.63) Khi tìm công thức tính bức xạ hữu hiệu, giả định đem phổ hấp thụ bức xạ sóng dài chia làm n tổ, mỗi tổ tƣơng đƣơng với bộ phận nhất định của toàn bộ bức xạ vật đen ⎟⎟⎠⎞ ⎜⎜⎝⎛< ∑ = Pn n Pn1 1 1, 1 . Trong mỗi một tổ, giả định hệ số hấp thụ an là hằng số. Trong công ∞ thức trên, ∫ m dz ρ H ( ρ H - mật độ hơi nƣớc). ∞ = 0 θ θ θ + ≈ ⇒ nhiệt độ không khí trung ,4 E0 = δθ 0 2 0 H 0, H bình trong tầng đối lƣu. y t e E ( y) là hàm số Euler, c = 0,577. ∫ i dt = −∞ t Khi ứng dụng công thức (3.63) để tính bức xạ hữu hiệu phải có số liệu sau: Nhiệt độ và độ ẩm của mặt đất (θ và e), xuất giảm nhiệt theo phƣơng đứng (γ), tình hình giảm độ ẩm theo chiều cao (β), độ cao đỉnh tầng đối lƣu (H), hệ số hấp thụ (an) và đặc trƣng trong vùng quang phổ (pn). Ví dụ: a1 = 0,166cm2/gram, a2 = 0,8cm2/gram, 1 0,11 1 0,25; = = p p 1 2 δ = 0,90; H = 10km; β= 4,5 × 10-5 Trên cơ sơ giản đồ vẽ sự biến đổi của bức xạ hữu hiệu theo nhiệt độ không khí (θ) và độ ẩm (e) khi không có mây để tính E0*. 64 63 Giáo trình Vật lý khí quyển Căn cứ vào giả định lƣợng mây và bức xạ có quan hệ tuyến tính với nhau tìm công thức thực nghiệm: En* = E0*(1 - Cn) (3.64) Ở đây, n: Đại diện cho lƣợng mây (phần mƣời bầu trời) C: Là hằng số quan hệ với lƣợng mây. Công thức của Ep-fi-mốp. En* = E0* [ 1 - (cHnH + cCnC + cBnB)] (3.65) Trong đó, nH, nC, nB biểu thị mây thấp, trung bình, cao; cH, cC, cB hệ số của các tầng mây tƣơng ứng. cH → 0,7 ÷ 0,8, cC = 0,5 ÷ 0,6 , cB = 0,15 ÷ 0,20. Nếu không có số liệu của các tầng mây thì có thể dùng trị số trung bình của 3 loại tầng mây: c n c n c n c H H + c c + B B = n n- Tổng lƣợng mây; c ≈ cc ≈ 0,76 Ngoài ra còn có những công thức thực nghiệm khác. Khi Rn và n không tuyến tính: En* = E0* (1 - Cn2) (3.66) 3.8.3. Phân bố của bức xạ hữu hiệu Vì bức xạ hữu hiệu ở một nơi tăng, khi nhiệt độ tăng và giảm đi, khi độ ẩm với lƣợng mây tăng. Nên bức xạ hữu hiệu có biến đổi theo thời gian năm và theo vùng vĩ độ. Bức xạ hữu hiệu ở vĩ độ phó nhiệt đới (300 - 400) lớn hơn ở xích đạo 1 lần, lớn hơn vùng Bắc cực 2 lần. Về biến đổi hàng năm, bức xạ hữu hiệu ở vĩ độ trung bình từ mùa đông đến mùa hè tăng lên khoảng 1 lần. Biến đổi hàng năm của bức xạ hữu hiệu ở vĩ độ cực và xích đạo chủ yếu do sự biến đổi của lƣợng mây quyết định. 65 64 Giáo trình Vật lý khí quyển 3.9. Hiệu ứng nhà kính Trái đất và các hệ sinh thái trên trái đất dựa vào nguồn năng lƣợng chính từ mặt trời. Năng lƣợng mặt trời điều khiển các chu trình sống trên trái đất, là đầu vào cần thiết cho quá trình quang hợp. Không có nguồn năng lƣợng này, sự sống không tồn tại. Hằng số mặt trời có giá trị 1.372W/m2. Hằng số này không phụ thuộc vào sự hấp thụ và khuếch tán trong khí quyển , mà chỉ phụ thuộc vào khả năng phát xạ của mặt trời và khoảng cách giữa trái đất và mặt trời. Do khả năng phát xạ của mặt trời thay đổi theo chu kỳ hoạt động 11 năm và quỹ đạo của trái đất hình elip nên hằng số này có thể thay đổi khoảng 1%-2%. Lƣợng năng lƣợng theo thời gian đƣợc chuyển từ mặt trời tới trái đất (Ws ): 2 1372. W R s = π (3.67) R: bán kính của trái đất. Qua quá trình 24h/1 ngày, năng lƣợng này đƣợc phân bố toàn bộ bề mặt trái, vậy 2 1.372.πR (W) phân bố toàn trái đất có diện tích là 2 4πR (R: bán kính trái đất). Thông lƣợng trung bình của năng lƣợng tới đƣợc trái đất là: 2 1372 343 R W π = 4π (3.68) 2 2 R m Ở điều kiện ổn định, trái đất cân bằng năng lƣợng, thông lƣợng mặt trời đến bằng lƣợng năng lƣợng đƣợc phản xạ và phát xạ từ trái đất. Năng lƣợng cân bằng này đƣợc biểu diễn nhƣ sau: (1 ) ss s Ω= Ω+ − Ω a a (3.69) (1 ) Es s s Ω =Ω − Ω = − Ω a a (3.70) ΩE (W/m2) = thông lƣợng năng lƣợng phát ra từ trái đất. 66 65 Giáo trình Vật lý khí quyển Ωs thông lƣợng mặt trời đến trái đất trên mỗi đơn vị diện tích (343W/m2). a : Albedo. Trong điều kiện ổn định, nhiệt độ của bề mặt trái đất tính toán đƣợc bằng việc áp dụng định luật Stefan-Boltzman về sự phát xạ của vật đen. Trái đất là vật đen khá tốt có hiệu suất hấp thụ và phát xạ khoảng 95% bức xạ. Mối quan hệ giữa thông lƣợng năng lƣợng và nhiệt độ bề mặt xác định bởi biểu thức Stefan-Boltzman: 4 Ω = σΤ (3.71) Ω : Thông lƣợng năng lƣợng (W/m2). σ : Hằng số Stefan Boltzmann = 5,67x10-8 (W/m2/K4). T = Nhiệt độ Kevin. Đối với hệ thống trái đất-mặt trời, thông lƣợng năng lƣợng hấp thụ và phát xạ bởi trái đất (ΩE ) bằng (1 ) s − Ωa . Bởi vậy, nhiệt độ bề mặt trung bình của trái đất: 1 1 4 (1 ) 4 E a s T ⎛ ⎞ Ω ⎡ ⎤ − Ω = = ⎜ ⎟ ⎢ ⎥ ⎝ ⎠ σ σ ⎣ ⎦ (3.72) Nhiệt độ này biểu thị cho nhiệt độ bề mặt trung bình nếu thông lƣợng năng lƣợng mặt trời đƣợc phân phối đều trên toàn bộ bề mặt của trái đất với giá trị Albedo α = 0,31 và 343 Ω =s W/m2, nhiệt độ bề mặt trái đất xấp xỉ 255K (hay -18oC). Trên thực tế, năng lƣợng mặt trời tới trái đất đƣợc hấp thụ bởi các chất khí và bị phản xạ lại bởi trái đất và bầu khí quyển đƣợc xác định bởi suất phản xạ (Albedo). Albedo của trái đất có giá trị trung bình là 0,31 (khoảng 31% năng lƣợng mặt trời đi đến bị phản xạ lại bởi trái đất quay lại không gian). 69% còn lại thông lƣợng năng lƣợng mặt trời đƣợc hấp thụ bởi hệ thống khí quyển - trái đất và bức xạ lại, thƣờng ở phần hồng ngoại của quang phổ điện từ (trong khoảng bƣớc sóng 5-30 µm). 67 66 Giáo trình Vật lý khí quyển Vì có hơi nƣớc, CO2, CH4, N2O, O3 đối lƣu, CFC..., tầng mây nên khí quyển có tác dụng giữ ấm gọi là "hiệu ứng nhà kính". Lớp kính của buồng kính tuy có thể làm cho ánh sáng mặt trời chiếu vào, nhƣng nó ngăn không cho các sóng nhiệt (sóng dài) từ trong buồng kính truyền ra ngoài. Giả sử trái đất không có khí quyển, nhiệt độ tuyệt đối của mặt đất là θ, bức xạ mặt trời trên mỗi cm2 là W thì muốn duy trì đƣợc bức xạ phải có W = ζθ4. Giả sử có khí quyển và bức xạ sóng dài của bức xạ mặt trời là wL, bức xạ sóng ngắn là wK, nếu hệ số chiếu xuyên của khí quyển đối với bức xạ sóng ngắn và sóng dài tƣơng ứng là PK và PL thì W = WL + WK, trong đó lƣợng tới mặt đất là WKPK + WLPL. Giả sử nhiệt độ ở mặt đất là θ1 thì bức xạ mặt đất là ζθ14. Vì bức xạ ở mặt đất là bức xạ sóng dài, nên lƣợng bức xạ có thể chiếu qua đƣợc khí quyển là ζθ14PL. Do đó, sự cân bằng của bức xạ đƣợc duy trì theo phƣơng trình: WKPK + WLPL = ζθ14PL (3.73) Do đó: P = W + − 4 σθ 1 K K W W k P L P P W − = + K L W k P L (3.74) PK lớn hơn PL, số hạng bên phải lớn hơn W, nên θ1 lại sẽ lớn hơn θ, tức là nói: Khí quyển có hiệu ứng nhà kính. Giả sử PK = 0,4, PL = 0,2; suất phản xạ của trái đất là 40% thì lƣợng bức xạ mặt trời thu đƣợc trong một phút trên 1cm2 là 0,315calo. Vì bức xạ sóng ngắn bằng 70% toàn bộ bức xạ mặt trời nên WK = 0,7W. Do đó: 4 0,4 0,2 1 × − σθ = + ⇒ w 0,7w 0,2 68 67 Giáo trình Vật lý khí quyển 0,315 1,7 0,536 4 σθ 1 = × = (3.75) θ1 = 289 , t=160C Trị số t = 160C rất phù hợp với nhiệt độ trung bình của trái đất là 14,40C. Tuy nhiên nếu không có "hiệu ứng nhà kính" của khí quyển thì trái đất sẽ luôn bị lạnh cóng và nhiệt độ trung bình của bề mặt trái đất sẽ không là 150C (590F) mà đã là -180C (00 F). 3.10. Cân bằng bức xạ Trên mặt đất vào một thời điểm ta quan sát thấy có sự tác động kết hợp của những thông lƣợng bức xạ khác nhau của sóng ngắn và sóng dài. Bức xạ mặt trời (trực tiếp và khuyếch tán) và bức xạ của khí quyển lập thành năng lƣợng thu trên mặt nằm ngang. Bức xạ khuyếch tán và bức xạ của mặt đất lập thành năng lƣợng chi. Tổng đại số của tất cả các đại lƣợng đó, tức là tổng của năng lƣợng thu và năng lƣợng chi, lập thành cân bằng bức xạ B. B = S - R - E* (3.76) Trong đó: S: Là bức xạ mặt trời tổng cộng bằng Q + q R: Bức xạ phản hồi E*: Bức xạ hiệu dụng Cân bằng bức xạ là lƣợng thu (hoặc chi) thực tế của năng lƣợng bức xạ và trạng thái nhiệt của mặt đất- mặt đất nóng lên hoặc lạnh đi- phụ thuộc vào lƣợng thu (hoặc chi) thực tế đó. 3.10.1. Phương trình cân bằng bức xạ B = (Q + q + G) - (R + E) = B1 - B2 (3.77) Trong đó: 69 68 Giáo trình Vật lý khí quyển Q: Bức xạ trực tiếp mặt trời. q: Bức xạ tán xạ của mặt trời G: Bức xạ nghịch của khí quyển G R: Bức xạ do mặt đất phản xạ E: Bức xạ mặt đất Cân bằng bức xạ ở mặt đất bằng hiệu số giữa lƣợng bức xạ mặt trời do mặt đất hấp thụ và lƣợng bức xạ hữu hiệu (E*) B = (Q + q)(1 - a) - E* (3.78) Trong đó: Q +q : Biểu thị lƣợng tổng bức xạ a: Là suất phản xạ của mặt đất đối với bức xạ mặt trời Giả sử: R = a(Q + q) + a'G (3.79) Trong đó: a' là suất phản xạ của mặt đất đối với bức xạ khí quyển Bức xạ hữu hiệu E* = E - (1 - a') G (3.80) Do đó cũng có thể căn cứ vào E* tìm đƣợc công thức (3.78) từ (3.77) Ban ngày bức xạ mặt trời lớn hơn bức xạ hữu hiệu, nên ban ngày nhiệt độ thổ nhƣỡng và nhiệt độ không khí tăng cao. Ban đêm (Q + q) = 0 nên B = -E*, do vậy ban đêm nhiệt độ giảm thấp đi. Nhƣ vậy, có thể căn cứ vào hiệu số giữa lƣợng bức xạ mặt trời do mặt đất hấp thụ và lƣợng bức xạ hữu hiệu để tính cân bằng bức xạ của mặt đất. Nhƣng khi tính bức xạ hữu hiệu nếu không dùng nhiệt độ của lớp mặt hoạt động mà dùng nhiệt độ không khí 70 69 Giáo trình Vật lý khí quyển thì trị số bức xạ hữu hiệu tính đƣợc ở mặt thổ nhƣỡng về mùa hè là hơi thấp, về mùa đông thì hơi cao. Khi hiệu số giữa nhiệt độ mặt đất và nhiệt độ không khí khác không thì theo Bu-đen-kô, có thể dùng công thức sau: B = B0 - δB = B0 – 0,9ζ(θw4 - θ4) (3.81) Trong đó : B0: Là cân bằng bức xạ đƣợc xác định bởi bức xạ hữu hiệu tính bằng nhiệt độ không khí ở tầng thấp. δB: Biểu thị hiệu số giữa bức xạ hữu hiệu tính bằng nhiệt độ của lớp mặt đất hoạt động và tính bằng nhiệt độ không khí. θw: Nhiệt độ lớp mặt đất hoạt động θ: Nhiệt độ không khí ở một độ cao nào đó. 3.10.2. Phân bố của trị số cân bằng bức xạ Bộ phận cấu thành cân bằng bức xạ có rất nhiều, nên cân bằng bức xạ rất phức tạp, chịu sự khống chế của nhiều nhân tố. Có thể có hai loại: Nhân tố đại khí hậu và nhân tố tiểu khí hậu. Về mặt nhân tố đại khí hậu thì phải tính đến vĩ độ và độ ẩm ƣớt trên một diện tích lớn. Vĩ độ có ảnh hƣởng rất lớn đến biến đổi của bức xạ. Ở vĩ độ cao, cƣờng độ bức xạ nhỏ ⇒ cán cân âm; ở vĩ độ thấp, bức xạ cao ⇒ cán cân dƣơng. Tính chất khu vực ảnh hƣởng đến suất phản xạ a và a'. Cân bằng bức xạ có quan hệ mật thiết với lƣợng mây. Vì suất phản xạ ở mặt biển nhỏ nên cân bằng bức xạ ở mặt biển có thể lớn hơn trên mặt đất ở cùng vĩ độ, tạo thành hiện tƣợng cân bằng bức xạ đột biến. Cân bằng bức xạ đƣợc tính theo tháng, năm... 71 70 Giáo trình Vật lý khí quyển CHƢƠNG IV: CHẾ ĐỘ NHIỆT 4.1. Cán cân nhiệt Bức xạ mặt trời khi đi qua khí quyển, chỉ một ít bị không khí hấp thụ. Nhƣng ở mặt đất và nƣớc thì bị hấp thụ mạnh. Bức xạ này chuyển thành nhiệt năng truyền sâu xuống đất và không khí lân cận thông qua sự dẫn nhiệt. Ngoài ra mặt đất còn liên tục trả lại nhiệt bằng bức xạ hiệu dụng. Nghĩa là quá trình nóng lên và lạnh đi của mặt đất đƣợc xác định thông qua sự thu - chi nhiệt lƣợng. Cán cân nhiệt xác định nhiệt độ và các tính chất khác của lớp không khí gần mặt đất. Về ban ngày: Q1 = S - R - E* - V - L - B (4.1) Trong đó: S: Bức xạ mặt trời (trực tiếp và khuyếch tán thu đƣợc); R: Bức xạ phản hồi; E*: Bức xạ hiệu dụng; V: Lƣợng nhiệt chi cho sự bốc hơi; L: Nhiệt trả cho các lớp không khí lân cận bằng cách trao đổi đối lƣu và loạn lƣu; B: Thông lƣợng nhiệt đi sâu xuống đất. Đơn vị đo của các đại lƣợng đều tính là [Calo/ cm2.phút]. Ban ngµy R S E* B V L Ban ®ªm E*L V B Hình 4.1. Cán cân nhiệt 72 71 Giáo trình Vật lý khí quyển Ban đêm không có bức xạ mặt trời. Mặt đất liên tục bị mất nhiệt bằng bức xạ, nên dần dần lạnh đi và trở nên lạnh hơn cả không khí ở lân cận. Do đó bắt đầu có nhiệt dồn tới mặt đất từ dƣới đất sâu lên cũng nhƣ từ trên không khí xuống. Ngoài ra, ban đêm sự bốc hơi thƣờng hay ngừng lại và đƣợc thay thế bằng quá trình ngƣợc với nó là sự ngƣng kết hơi nƣớc trên mặt đất (sự hình thành của sƣơng), kèm theo đó có ẩn nhiệt toả ra. Nhƣ vậy còn xuất hiện thêm một luồng nhiệt dồn tới mặt đất do ngƣng kết. Biểu thức cân bằng nhiệt đƣợc viết: Q2 = -E* + L + V + B (về ban đêm) (4.2) V: Nhiệt thu đƣợc từ sự ngƣng kết B: Nhiệt từ những lớp đất ở sâu hơn truyền tới L: Nhiệt từ không khí truyền tới (bằng sự trao đổi loạn lƣu của các khối lƣợng) Công thức tổng quát đƣợc viết cho cả ban ngày và đêm là: Q = S - R - E* ± L ± V ± B (4.3) Những thành phần riêng biệt của cân bằng có thể không có mặt, tức là bằng không. Ví dụ, ban đêm S=0, R=0. Những dấu ± của L, V và B cho biết rằng những thông lƣợng nhiệt có thể có những hƣớng khác nhau trong những trƣờng hợp khác nhau. Độ lớn của cân bằng Q là lƣợng nhiệt mà lớp đất ở trên mặt thực tế thu đƣợc hoặc mất đi trong một đơn vị thời gian làm cho nhiệt độ của nó thay đổi. Nếu c là nhiệt dung của lớp đất ở trên mặt (một lát rất mỏng có đáy bằng 1cm2), ΔT là độ biến thiên nhiệt độ của nó trong một đơn vị thời gian, ta có thể viết: c. ΔT = Q → ΔT = Q/c (4.4) Nếu cân bằng Q là dƣơng thì ΔT sẽ dƣơng, tức là nhiệt độ của mặt đất tăng lên và ngƣợc lại khi Q âm thì nhiệt độ mặt đất sẽ giảm. 73 72 Giáo trình Vật lý khí quyển 4.2. Cân bằng nhiệt lƣợng Cân bằng nhiệt lƣợng có liên hệ mật thiết với cân bằng bức xạ. 1) Phƣơng trình cân bằng nhiệt lƣợng của mặt đất. B + LE + M + QS = 0 (4.5) Trong đó: B: Cân bằng bức xạ LE: Nhiệt lƣợng bốc hơi hoặc nhiệt lƣợng ngƣng kết. M: Thông lƣợng nhiệt chảy xiết giữa mặt đất và tầng không khí. QS: Tổng số của nhiệt lƣợng trao đổi (w) giữa mặt đất và tầng dƣới của không khí với nhiệt lƣợng truyền theo bình lƣu. Số hạng biểu thị sự truyền nhiệt lƣợng cho lớp mặt hoạt động đều mang dấu dƣơng, ngƣợc lại mang dấu âm. Trên mặt biển, QS bằng tổng của hai bộ phận: Nhiệt lƣợng trao đổi (w) ở tầng phía trên của nƣớc (nhiệt độ tầng này có biến đổi năm) và sự thu chi (F) về nhiệt lƣợng do tác dụng truyền theo chiều nằm ngang trong vòng nƣớc tạo thành. Xét tình hình trung bình trong một năm thì bộ phận thứ nhất bằng không. QS chỉ bằng nhiệt lƣợng thu đƣợc hoặc chi mất do tác dụng trao đổi nhiệt lƣợng theo chiều nằm ngang (chủ yếu do hải lƣu) gây ra. Trên lục địa QS bằng nhiệt lƣợng trao đổi (w) của thổ nhƣỡng. Vì cân bằng bức xạ ban đêm là B = - E*, nên phƣơng trình cân bằng nhiệt lƣợng ban đêm ở mặt thổ nhƣỡng có dạng: E* = LE + M + w (4.6) Ban đêm khi độ ẩm không khí có nhiệt độ đến gần điểm sƣơng thì quá trình bốc hơi của nƣớc sẽ thay bằng quá trình ngƣng kết của hơi nƣớc, đồng thời trên mặt thổ nhƣỡng hoặc mặt thực vật còn có sƣơng móc hình thành hoặc nhiệt phóng ra trong quá trình bốc hơi. Xét trung bình năm thì nhiệt lƣợng trao đổi của thổ nhƣỡng bằng không. Nên phƣơng trình cân bằng nhiệt lƣợng: 74 73 Giáo trình Vật lý khí quyển B + LE + M = 0 (4.7) Khi tính cân bằng bức xạ B phải biết tổng bức xạ và bức xạ hữu hiệu. Vì số liệu quan trắc không nhiều, nên có thể dùng công thức (Ăng- Strom - Sa-vi-nốp) để tính tổng bức xạ và bức xạ hữu hiệu. Nhiệt lƣợng bốc hơi có thể tính theo thực nghiệm Su-Lay-kin LE = - Lau (qs - q) (4.8) Trong đó: u: Tốc độ gió qs: Độ ẩm riêng của không khí bão hoà khi nhiệt độ bằng nhiệt độ nƣớc. q: Độ ẩm riêng của không khí a: Hệ số tỷ lệ Thông lƣợng nhiệt chẩy xiết giữa mặt biển và khí quyển M = - cpau (θw - θ) (4.9) Trong đó: qw và q là nhiệt độ mặt nƣớc và nhiệt độ không khí cp: Nhiệt dung của không khí (p = const) ( − ) + (θ −θ) =s pu w Lu q q cB a (4.10) 2) Cân bằng nhiệt lƣợng của địa cầu. Khi mặt trời chiếu thẳng góc thì trên mỗi cm2 ở biên giới trên của khí quyển trong một phút nhận đƣợc nhiệt lƣợng là I0 calo. Đối với toàn bộ địa cầu bán kính R (diện tích) là I0πR2. Nên trong một năm địa cầu nhận đƣợc thông lƣợng bằng: I0πR2 × 24 × 60 × 365,25 (4.11) 75 74 Giáo trình Vật lý khí quyển Đem chia năng lƣợng này cho toàn bộ mặt địa cầu 4πR2 2 π năm ≈ 255 I R x x x = π 0 24 60 365,25 calo cm 2 4 R 255000 / 2 Kilocalo/cm2.năm. (4.12) Trong bức xạ mặt trời (100%), có 27% bị tầng mây phản xạ trở lại không gian; do kết quả tán xạ của bức xạ trong khí quyển nên còn có 7% cũng quay trở lại không gian; 12% bị mây hấp thụ, 6% bị bản thân khí quyển hấp thụ; chỉ còn 48% tới mặt đất, trong đó 30% là bức xạ trực tiếp, 18% là bức xạ tán xạ. Trong số 48% năng lƣợng bức xạ mặt trời chiếu tới mặt đất thì mặt đất hấp thụ 43% (27 + 16), còn 5% (trong đó 2% đƣợc từ bức xạ tán xạ, 3% đƣợc từ bức xạ trực tiếp) bị mặt đất phản xạ. (Trong bức xạ phản xạ của mặt đất còn có một bộ phận (2%) bị khí quyển, tầng mây tán xạ và hấp thụ, một bộ phận khác (3%) quay lại không gian). Trái đất và khí quyển có thể làm cho 37% bức xạ sóng ngắn mặt trời bị phản xạ (27 + 7 + 3%) vào không gian. Nên suất phản xạ của địa cầu bằng 37%. 3) Cân bằng nhiệt lƣợng ở các vĩ độ. Khi nghiên cứu sự biến đổi của cân bằng nhiệt lƣợng ở vĩ độ phải xét đến sự trao đổi nhiệt lƣợng theo hƣớng kinh tuyến do hoàn lƣu khí quyển và các dòng hải lƣu sinh ra. Ở các vĩ độ trên mặt lục địa có thể cho QS = 0 (trị số trung bình năm của nhiệt lƣợng trao đổi trong thổ nhƣỡng w = 0) ⇒ cân bằng nhiệt lƣợng: B + LE + M = 0 (4.13) Ở trên mặt biển B + LE + M + QS = 0 (4.14) QS trên biển bằng tổng của hai bộ phận: Nhiệt lƣợng trao đổi ở mặt nƣớc w, và sự thu chi nhiệt lƣợng do tác dụng vận chuyển theo 76 75 Giáo trình Vật lý khí quyển phƣơng nằm ngang (chủ yếu là do hải lƣu F) trong nội bộ nƣớc sinh ra. 4) Cân bằng nhiệt lƣợng trong khí quyển. Ba + Lγ + M + A = 0 (4.15) Trong đó, A: Nhiệt lƣợng truyền theo bình lƣu (dòng khí); γ: Lƣợng giáng thuỷ; Ba: Cân bằng bức xạ khí quyển. Phải dùng nhiệt lƣợng thu đƣợc do ngƣng kết của giáng thuỷ và nhiệt lƣợng do dòng chảy xiết trong khí quyển vận chuyển tới để bù đắp cho cân bằng bức xạ của khí quyển (ở các vĩ độ đều là trị số âm) nhiệt lƣợng còn thừa sẽ do bình lƣu truyền đến nơi khác. 5) Cân bằng nhiệt lƣợng của toàn bộ hệ thống khí quyển địa cầu. Bs + L (E - γ) + A + F = 0 (4.16) Trong đó, F: Nhiệt lƣợng do hải lƣu vận chuyển; Bs: Cân bằng bức xạ hệ thống. Bs = B + Ba (4.17) Vì Ba có trị số âm, nên cân bằng bức xạ của toàn bộ hệ thống Bsvĩnh viễn nhỏ hơn cân bằng bức xạ của mặt đất B. Ở vĩ độ thấp Bs dƣơng (>0), ở vĩ độ cao Bs âm (<0). Ở khoảng vĩ độ 400, Bs từ dƣơng chuyển sang âm. Toàn bộ bán cầu có Bs = 0. 6) Cân bằng nhiệt lƣợng của các đới cảnh quan. Tỷ trọng của các bộ phận cấu tạo thành cân bằng nhiệt lƣợng thay đổi rất lớn theo cảnh quan: Cân bằng bức xạ nói chung tăng từ cực đến xích đạo, nhƣng ở vùng sa mạc thì trị số cân bằng bức xạ giảm đi tƣơng đối, vì ở sa mạc có nhiệt độ thổ nhƣỡng cao và lƣợng nƣớc trong không khí ít. Trong rừng nhiệt đới, nhiệt cần cho bốc hơi rất lớn, cho nên ở xích đạo, nhiệt lƣợng do dòng chảy xiết truyền cho không khí còn lớn hơn trong sa mạc. 77 76