- 66 -

Chơng 3. Cơ chế nhiệt của khí quyển
3.1 Cân bằng năng lợng ton cầu
Trong mục ny sẽ trình by một số định luật cơ bản giúp mô tả cơ chế nhiệt của
hon lu ton cầu. Trong mục ny chỉ xem xét tới cân bằng năng lợng trung bình
ton cầu của khí quyển; trong phần sau sẽ xét tới sự biến đổi địa lý của cân bằng ny.
Trong các phần ny sẽ giới thiệu khái niệm về cân bằng bức xạ, chỉ ra qui mô thời
gian cần để thiết lập cân bằng ny.
Định luật vật lý cơ bản đợc sử dụng l định luật Stefan. Định luật ny phát biểu
rằng năng lợng bức xạ phát ra từ một đơn vị diện tích của vật đen tuyệt đối tỷ lệ với
luỹ thừa bậc bốn của nhiệt độ

4
TS (3.1)
trong đó l hằng số Stefan-Boltzman, có giá trị bằng 5,67x10
-8
Wm
-2
K
-4
. Đối với mục
đích của ta, bề mặt của Trái Đất hay bề mặt của mặt trời đợc xem l vật đen tuyệt
đối v tuân theo định luật Stefan.
Một vật đen phát ra bức xạ trong một khoảng tần số nhất định, tuy nhiên với một
tần số cực đại

max
. Định luật Wien biểu thị quan hệ giữa tần số
max
với nhiệt độ của


Hình 3.1 Đờng cong biểu diễn bức xạ phát ra trên một tần số đơn vị là một hàm của tần số của
vật đen với nhiệt độ ứng với 255K và 5750K.
Các khái niệm trên có thể đợc mô tả một cách định lợng. Kí hiệu thông lợng
bức xạ mặt trời bất kỳ chiếu tới Trái Đất l S; S đôi khi đợc gọi l hằng số mặt trời,
thực tế giá trị ny biến đổi trong năm theo sự thay đổi khoảng cách giữa Trái Đất v
mặt trời. Giá trị trung bình của S l 1370Wm
-2
. Trái Đất với diện tích a
2
vuông góc
với tia mặt trời tuy nhiên có tổng diện tích bề mặt l 4
a
2
; Thông lợng bức xạ trung
bình trên một đơn vị diện tích bề mặt Trái Đất sẽ l S/4. Một lợng nhỏ
tia bức xạ
mặt trời sẽ bị phản xạ ngợc trở lại vo không gian vũ trụ;
l albedo, có giá trị 0,29
đối với Trái Đất, tuy nhiên giá trị ny biến đổi theo địa phơng rất mạnh v đóng vai
trò khá quan trọng. Albedo của mây hoặc của tuyết mới rơi rất lớn, khoảng 0.9, trong
khi đó albedo của rừng hoặc của bề mặt đại dơng nhỏ hơn nhiều, chỉ vo khoảng
0,07. Thông lợng tổng cộng m Trái Đất hấp thụ đợc l I = (1-
)S/4; ở trạng thái
dừng giá trị ny phải cân bằng với lợng bức xạ hồng ngoại phát ra từ bề mặt Trái
Đất. Sử dụng phơng trình (3.1), nhiệt độ trung bình của hệ Trái Đất-khí quyển l



4/1

nằm phía trên bề mặt Trái Đất, nh biểu diễn trên Hình 3.2. Để đơn giản, giả thiết
rằng khí quyển l hon ton thấu xạ đối với bức xạ nhìn thấy nhng hấp thụ đợc một
phần bức xạ hồng ngoại
xuyên qua nó. Mặt đất phát ra bức xạ với tốc độ l U, trong
đó một phần (1-
) đi vo không gian vũ trụ, trong khi đó khí quyển bị đốt nóng phát ra
bức xạ l B về phía mặt đất v vo không gian vũ trụ. Nhiệt độ của mặt đất l T
g
v
của không khí l T
a
nhận đợc từ phơng trình (3.1)





4/1
a
4/1
g
/BT,/UT (3.4)
ở trạng thái dừng, thông lợng bức xạ đi đến v đi ra khỏi bề mặt phải cân bằng với
nhau


UB
4
S
1 (3.5)

2
T








(3.8)
Vì vậy, với hạn chế l khí quyển không thấu xạ với bức xạ hồng ngoại, tức l
1, ta
có T
g
= 2
1/4
T
B
v T
a
= T
B
; bề mặt có nhiệt độ cao hơn các lớp khí quyển phía trên. Lấy
T
B
= 255K thì T
g
= 303K, giá trị ny cao hơn một chút so với giá trị quan trắc đợc. Với
= 0,771 quan trắc đợc T

p
p
s
/g l nhiệt dung của cả cột khí quyển trên một
đơn vị diện tích nằm ngang. Biểu diễn T
a
= T
a0
+ T, trong đó T
a0
l giá trị cân bằng
tính đợc từ phơng trình (3.7), v
0a
TT . Khi đó phơng trình (3.9) có thể đợc
tuyến tính hoá theo T
a0
nh sau




T
cp
gT24
T
dt
d
ps
0a
3

= 255K; khi đó
E
xác
định từ phơng trình (3.11) vo khoảng 30 ngy. Thời gian ny lớn hơn so với qui mô
thời gian đặc trng l từ 1-5 ngy của quá trình bình lu trong hệ thống thời tiết qui
mô lớn ở tầng đối lu, v do đó có thể thấy rằng hon lu khí quyển sẽ bị biến đổi do
chính cấu trúc nhiệt của nó.
Loại mô hình đợc trình by trong mục ny đôi khi đợc gọi l mô hình khí hậu
cân bằng năng lợng. Các mô hình kiểu nh vậy sử dụng các giá trị thông lợng năng
lợng tới v mất đi trung bình ton cầu để đánh giá nhiệt độ trung bình ton cầu. Các
phiên bản phức tạp hơn của loại mô hình ny còn tính đến các hiệu ứng hồi tiếp phức
tạp, chẳng hạn nh quá trình hồi tiếp của băng-albedo. Tuy nhiên, các mô hình phức
tạp ny cũng không đa ra cách giải thích mới về hon lu ton cầu, hon lu bị điều
khiển bởi rất nhiều sự biến đổi của trờng nhiệt ở nhiều phần khác nhau trong khí
quyển. Hơn nữa, do tính phi tuyến khá phức tạp của hệ thống khí hậu nên các mô
hình cân bằng năng lợng đơn giản không đa ra đợc những giải thích tin cậy về khí
hậu trung bình ton cầu, mặc dù các mô hình ny đợc sử dụng để nghiên cứu sự biến
đổi khí hậu do các dạng nhiễu động khác nhau.
- 70 -

3.2 Cân bằng bức xạ địa phơng
Trong mục trớc ta đã đề cập tới cân bằng bức xạ ton cầu. Tuy nhiên, hon lu
qui mô lớn của khí quyển đợc điều khiển bởi sự biến đổi nhiệt độ từ nơi ny đến nơi
khác. Vì vậy trong mục ny sẽ đề cập tới sự biến đổi của trờng bức xạ theo điều kiện
địa lý. Sự biến đổi theo điều kiện địa lý ny cũng biến đổi theo thời gian, do đó nó ảnh
hởng tới biến trình ngy v năm của hon lu khí quyển.
Cả bức xạ mặt trời đến v albedo của Trái Đất đều biến đổi rất mạnh theo vĩ độ.
Hình 3.3(a) biểu diễn thông lợng bức xạ mặt trời đến trung bình năm theo vĩ độ. Kí
hiệu thông lợng bức xạ đi đến l I. Khi đó giá trị trung bình ton cầu của I sẽ l S/4
nh đã chỉ ra trong mục trớc. Các yếu tố hình học cho thấy I có giá trị lớn ở miền

B
tính theo công thức ny vo khoảng 205K, trong khi đó ở xích đạo l
290K. Sử dụng phơng trình (3.7) để ớc lợng nhiệt độ bề mặt, giả thiết
= 0,771,
hiệu số nhiệt độ giữa miền xích đạo v miền cực vo khoảng 96K.
Thực tế, hiệu số nhiệt độ ny lớn hơn nhiều so với quan trắc. Hiệu số nhiệt độ
trung bình năm vo khoảng 35K, ở các miền cực dờng nh lớn hơn so với giá trị dự
báo đợc từ cân bằng bức xạ địa phơng v ở miền nhiệt đới thì nhỏ hơn. Đờng cong
thứ ba trên Hình 3.3(a) biểu diễn bức xạ sóng di phát đi theo vĩ độ. Đờng cong ny
trơn hơn so với đờng cong biểu diễn S
L
, nghĩa l sự tơng phản nhiệt độ của nó nhỏ
hơn so với sự tơng phản nhiệt độ trong cân bằng bức xạ. Đơng nhiên, lợng bức xạ
phát đi tổng cộng lấy tích phân trên ton Trái Đất phải cân bằng với tổng lợng bức
xạ tới. Tuy nhiên, ở các địa phơng thì tồn tại sự không cân bằng. Sự không cân bằng
địa phơng ny biểu thị các chuyển động vận chuyển nhiệt trong khí quyển v đại
dơng.
- 71 -
Hình 3.3 Nguồn bức xạ của Trái Đất là một hàm của vĩ độ. Đờng đứt: thông lợng năng lợng
bức xạ mặt trời bất kỳ; Đờng chấm: thông lợng năng lợng bức xạ mặt trời hấp thụ đợc;
Đờng liền: thông lợng năng lợng bức xạ sóng dài phát xạ. (a) trung bình năm; (b) mùa đông
(tháng 12-1-2); (c) mùa hè (tháng 6-7-8)
Sự chênh lệch giữa bức xạ tới v bức xạ mất đi cân bằng bởi sự phân tán của các
thông lợng nhiệt. Sự phân chia các thông lợng nhiệt trong khí quyển v đại dơng
- 72 -

hiện cha rõ, mặc dù ta nhận thấy rằng thông lợng ny nhỏ hơn một nửa thông

p
p
T









(3.14)
- 73 -

trong đó p
R
l khí áp tại mực bất kỳ, thờng lấy l 1000hPa đối với khí quyển Trái
Đất.
Để thay đổi trạng thái nhiệt động lực của phần tử khí, một cách tổng quát thì
lợng nhiệt phải đợc cung cấp hay mất đi. Ngoại trừ duy nhất l trờng hợp riêng
của quá trình đoạn nhiệt. Nhiều quá trình khí tợng đợc coi l gần đúng đoạn nhiệt
bởi vì qui mô thời gian gắn liền với chuyển động của dòng khí thờng ngắn hơn so với
qui mô thời gian của sự vận chuyển nhiệt do bức xạ hay khuếch tán. Tuy nhiên, trong
nghiên cứu hon lu ton cầu, sự khác biệt so với các điều kiện đoạn nhiệt l khá thô
trong việc cung cấp năng lợng cần để duy trì hon lu chống lại ảnh hởng của ma
sát. Nhiệt đợc lấy bởi một đơn vị khối lợng không khí thấu xạ quá trình nhiệt động
lực từ trạng thái A đến trạng thái B l



cung cấp cho phần tử khí có thể chuyển hoá thnh dạng cơ năng; tỷ số giữa cơ năng
nhận đợc với nhiệt đợc cung cấp gọi l hiệu ứng nhiệt động lực của cơ chế nhiệt




B
A
Tds.
Tds
e
(3.16)
- 74 -

Hiệu ứng nhiệt động lực của cơ chế nhiệt thực hiện giữa trạng thái A v trạng
thái B đạt cực đại khi entropy tăng ở nhiệt độ T
B
không đổi v sẽ giảm với nhiệt độ T
A

không đổi, chu trình ny đợc khép kín bằng quá trình đoạn nhiệt. Đờng biểu diễn
trên đồ thị nhiệt động lực khi đó l một hình chữ nhật. Chu trình lý tởng ny đợc
gọi l chu trình Carnot v đợc minh hoạ trên Hình 3.6. Cơ chế nhiệt thực tế luôn có
hiệu ứng nhỏ hơn so với cơ chế Carnot lý tởng v chuyển động của khí quyển lại có
hiệu ứng nhỏ hơn rất nhiều.

Hình 3.5 Đồ thị nhiệt động lực với trục hoành s = c
p
ln(), trục tung T của một phần tử khí biến đổi
trạng thái từ A đến B.

dK
c
(3.18)

T
B
A
- 75 -

Hình 3.6 Chu trình Carnot thực hiện giữa trạng thái A và trạng thái B.
Động năng trên một đơn vị khối lợng tỷ lệ với tốc độ gió đặc trng U bằng K =
U
2
/2. Sự hình thnh động năng phải cân bằng với sự tiêu tán ma sát trong một khoảng
thời gian di. Sử dụng ma sát Rayleigh trình by trong mục 2.4 nh l một cách biểu
diễn các quá trình ma sát phức tạp, tốc độ suy giảm động năng do ma sát l

D






(3.20)
Khi biết

D
v
C
ta có thể xác định đợc U. Quan trắc gió kinh hớng trung bình cho
thấy

C
vo khoảng 140 ngy với U ~ 20ms
-1
. Gió trung bình ton cầu có giá trị khoảng
14ms
-1
, khá phù hợp với giá trị ớc lợng ny. Tuy nhiên, để dự báo U cần xem xét cả
bản chất động lực lẫn nhiệt lực của nó.
3.4 Kết quả quan trắc đốt nóng khí quyển
Trong mục ny sẽ đề cập tới sự phân bố đốt nóng v lm lạnh trong khí quyển, sự
đốt nóng v lm lạnh ny điều khiển hon lu khí quyển. Chúng ta cần phân biệt sự
biến đổi đoạn nhiệt của nhiệt độ sinh ra do chuyển động thẳng đứng khi không có
nhiệt thêm vo hay mất đi khỏi phần tử khí v sự biến đổi nhiệt độ khi có nhiệt thêm
vo hay mất đi từ phần tử khí. Quá trình sau đợc gọi l quá trình đốt nóng phi đoạn
nhiệt hay đơn giản l đốt nóng. Sự biến đổi nhiệt độ đoạn nhiệt xảy ra khi không có sự
trao đổi nhiệt. Mặt khác, nguồn nhiệt cung cấp vo hay mất đi bắt nguồn từ hon lu

số khu vực lại do tơng tác với bề mặt lạnh hơn ở phía dới. Phát xạ bức xạ sóng di
vo khí quyển biến đổi rất mạnh v chịu ảnh hởng của độ ẩm không khí v sự tồn tại
của mây.
Đo đạc tất cả các quá trình khác nhau l một việc vô cùng khó khăn, v đơng
nhiên không thể thực hiện đợc đối với một thể tích không khí hữu hạn. Quá trình
tham số hoá trong các mô hình dự báo số trị phức tạp cho phép đánh giá sự đốt nóng
ny trong các số hạng của trờng nhiệt, trờng gió, trờng ẩm, của mô hình. Tuy
nhiên, nh đã chỉ ra trong chơng trớc, quá trình tham số hoá ny có độ tin cậy rất
kem so với những mong muốn của chúng ta v đôi khi gặp phải những sai số đáng kể.
Có thể kết luận rằng sự tác động về nhiệt đối với hon lu ton cầu không thể quan
trắc đợc v cũng không thể tính đợc một cách chính xác. Ta chỉ có thể ớc lợng quá
trình đốt nóng từ tr
ờng nhiệt v trờng gió qui mô lớn v sự biến đổi của chúng
trong
một thời gian di. Nh đã biết, các trờng ny có thể đợc kiểm tra một cách chính
xác bằng mạng lới quan trắc nghiệp vụ.
Lấy trung bình theo thời gian phơng trình nhiệt động lực (1.12) ta đợc














Q theo chuỗi số liệu 6 năm của Trung tâm dự báo thời tiết hạn vừa Châu Âu. Đờng đẳng
trị là 0,2Kngày
-1
, miền tô đậm mang giá trị dơng. (a) mùa đông (tháng 12-1-2); (b) mùa hè (tháng
6-7-8)
- 78 -

Hình 3.7 biểu diễn lợng đốt nóng trung bình vĩ hớng






Q


R
p/pQ , tính đợc
nhờ sử dụng phơng pháp phần d. Hình vẽ ny dựa vo chuỗi số liệu phân tích 6
năm của Trung tâm dự báo thời tiết hạn vừa Châu Âu (vì thực tế việc ban đầu hoá để
sau đó đánh giá vận tốc thẳng đứng miền nhiệt đới l rất khó khăn v do đó việc đánh
giá đốt nóng ở miền nhiệt đới trong những năm đầu của phân tích v dự báo nghiệp vụ
tại trung tâm ny). Mô hình tổng quát trong tầng đối lu phù hợp về mặt định tính
trình by ở đầu chơng ny. Bên ngoi miền nhiệt đới tồn tại quá trình đốt nóng gần
bề mặt. Sự đốt nóng ny đợc quy định bởi quá trình vận chuyển nhiệt rối khỏi bề
mặt. Các khu vực lm lạnh chủ yếu gây ra bởi sự phát xạ sóng di vo không gian vũ
trụ, chủ yếu trong phần giữa v phần trên tầng đối lu. Quá trình đốt nóng ny mạnh
v bao trùm ton bộ tầng đối lu ở miền nhiệt đới. Nơi ny xuất hiện đối lu mây tích
sâu, giải phóng ẩn nhiệt trong tầng đối lu nhiệt đới. Các dải đốt nóng mạnh với mức


Q có thứ nguyên l Wm
-2
v do đó có thể so sánh trực tiếp với lợng phát xạ
v thông lợng bức xạ sóng di đợc đề cập trong phần đầu của chơng. Vo mùa
đông, đốt nóng mạnh nhất tập trung ở khu vực Indonesia. Thời gian ny xuất hiện
một cực đại rất lớn trên các lục địa xích đạo ở khu vực Châu Phi v Nam Mỹ. Hai khu
vực tập trung bão ở miền ôn đới thể hiện các cực đại đốt nóng trên Thái Bình Dơng
v Đại Tây Dơng. Khu vực lm lạnh mạnh nhất gần với thời kỳ mùa đông tại các
vùng cực. Tốc độ đốt nóng hay lm lạnh cực đại nhìn chung không vợt quá 100Wm
-2
.
Tuy nhiên, cực đại ở vùng Indonesia có thể đạt tới 225Wm
-2
trên một khu vực nhỏ. Giá
trị ny khá nhỏ so với giá trị thông lợng nhiệt hấp thụ trung bình ton cầu l khoảng
240Wm
-2
, điều ny cho thấy một phần đáng kể của thông lợng bức xạ mặt trời tới đã
bị bề mặt phát xạ trở lại m không dùng để đốt nóng khí quyển. Vo các tháng 6, 7, 8,
tốc độ đốt nóng cực đại xuất hiện ở phía bắc xích đạo v các cực đại liên quan với các
quỹ đạo dòng miền ôn đới bị suy yếu đáng kể. Đặc điểm nổi bật nhất l cực đại ny
gần với cao nguyên Tây Tạng. Điều ny cho thấy một lợng ẩn nhiệt khổng lồ giải
phóng khi gió mùa mùa hè Châu á ẩm ớt ảnh hởng tới tận dãy Himalaya.
- 79 - Hình 3.8 Giá trị tích phân thẳng đứng của đốt nóng dựa trên 6 năm số liệu của Trung tâm dự báo
hạn vừa Châu Âu. Đờng đẳng trị là 50Wm
-2

đổi bức xạ tới bề mặt đó. Nếu một bề mặt có giá trị nhiệt dung hữu hạn l C
g
, viết lại
phơng trình biểu diễn sự phát triển của nhiễu đối với nhiệt độ bề mặt
T
g
v khí
quyển
T
a
, xác định sự biến đổi của nhiễu ny theo thời gian. Nếu C
g
lớn hơn nhiều so
với c
p
p
s
/g C
a
, hãy chỉ ra rằng hai qui mô thời gian tơng ứng với qui mô thời gian cân
bằng của bề mặt v khí quyển đặc trng cho sự biến đổi nhiệt độ.
- 80 -

3.3 Giả thiết nhiệt độ cân bằng bức xạ của khí quyển l T
E
biến đổi dạng hình sin
với chu kỳ

s
v biên độ T