Bài giảng Khí hậu học và Khí hậu Việt Nam (Phần 1: Khí hậu học): Chương 4 – Phan Văn Tân

4.1 Lớp bề mặt | Bề mặt của Trái đất là biên giữa khí quyển và mặt đất hoặc đại dương | Bề mặt được xác định một cách thích hợp: Là một mặt phân cách đơn giản giữa hai môi trường {

PHẦN 1: KHÍ HẬU HỌC

Chương 4 Cân bằng năng lượng

bề mặt

4.1 Lớp bề mặt

|   Bề mặt của Trái đất là biên giữa khí quyển và mặt đất hoặc đại dương

|  Bề mặt được xác định một cách thích hợp: Là một mặt phân cách đơn

giản giữa hai môi trường

{   K hi xét đến các quá trình trao đổi năng lượng quan trọng sẽ đưa vào cả lớp

biên của khí quyển và đại dương và lớp một vài mét trên cùng của lớp đất

|  Cân bằng năng lượng bề mặt quyết định lượng năng lượng cung cấp cho

quá trình bốc hơi nước bề mặt và làm tăng hoặc giảm nhiệt độ bề mặt

|  Cân bằng năng lượng tại bề mặt đòi hỏi xem xét các dòng năng lượng

do truyền dẫn và đối lưu nhiệt, ẩm thông qua sự chuyển động của chất lỏng cũng như bức xạ

|  Nguồn năng lượng bề mặt phụ thuộc vào độ chiếu nắng, các đặc trưng

bề mặt (trạng thái ẩm ướt, lớp phủ thực vật, albedo), và các tính chất của khí quyển phía trên

|  Nguồn năng lượng bề mặt liên hệ mật thiết với chu trình nước, vì sự bốc

hơi từ bề mặt là thành phần cơ bản trong cả các nguồn năng lượng và nguồn nước

4.2 Nguồn n ă ng lượng bề mặt

|  Nguồn năng lượng bề mặt là các dòng năng lượng đi qua một

đơn vị diện tích mặt phân cách không khí - bề mặt theo

phương thẳng đứng (W/m2)

|  Các quá trình xác định sự truyền năng lượng giữa bề mặt và

khí quyển:

{  sự truyền bức xạ mặt trời và bức xạ hồng ngoại,

{  các dòng năng lượng liên quan với sự chuyển động của

chất lỏng trong khí quyển và đại dương

|  Tích luỹ năng lượng bề mặt xảy ra giữa lớp biên khí quyển và

độ sâu dưới bề mặt (vài mét ở những vùng đất khô hoặc đến vài kilômét như trong các vùng đại dương sâu)

|  Đối với bề mặt nước, dòng năng lượng ngang được sinh ra do

chuyển động chất lỏng có thể đóng vai trò rất quan trọng

Cân bằng n ă ng lượng bề mặt

eo s

|  Những thành phần đã bỏ qua

{  Ẩn nhiệt làm tan băng hoặc tuyết (có thể cần đến 10% NLBX dư thừa)

{  Sự chuyển đổi động năng của gió và sóng thành nhiệt năng

{  Truyền nhiệt do giáng thuỷ (nếu nhiệt độ giáng thuỷ khác nhiệt độ bề

mặt)

{  Năng lượng mặt trời tích luỹ dưới dạng liên kết hoá học (quang hợp)

Tính chung toàn cầu: <1%, nhưng có thể đạt đến ~5%

{  Nhiệt giải phóng do oxy hoá các vật chất sinh vật (quá trình phân huỷ

sinh vật hoặc cháy rừng)

{  Năng lượng địa nhiệt ở những khe nứt nóng, động đất, và núi lửa là nhỏ

{  Nhiệt giải phóng do đốt nhiên liệu hoá thạch hoặc năng lượng hạt nhân

|  Trong các điều kiện ổn định bền vững (trung bình cho toàn năm hoặc

trung bình ngày trên đất), cân bằng năng lượng là sự cân bằng giữa

đốt nóng bức xạ và các quá trình lấy đi năng lượng từ bề mặt:

Rs = LE + SH + ΔFeo

4.3 Tích luỹ nhiệt ở bề mặt

nhiệt dung hữu hiệu của lục địa

hoặc đại dương (Jm-2K-1):

Khí quyển+Đại dương+Đất

eo s

E =

nhiệt độ hữu hiệu của lục địa

hoặc đại dương (K)

•  Nhiệt dung của toàn bộ khí quyển: !

2 1

7 2

5 1

1 s

p

ms81.9

Pa10

kgJK

1004g

Pc

•  Nhiệt dung đối với lớp nước (đại dương) có độ dày dw, mật

độ ρw và nhiệt dung riêng cw

|  Nhiệt dung của cột khí quyển bằng nhiệt dung của

cột nước dày 2.5 m (~ 102/42)

|  Lớp nước khoảng 70m trên cùng của đại dương

tương tác với khí quyển trên qui mô thời gian

khoảng một năm, do đó nhiệt dung của đại dương

gấp khoảng 25 lần của khí quyển

|   è vai trò của đại dương trong việc tích lũy năng

lượng cho hệ thống khí hậu

4.3.1 Tích luỹ nhiệt trong đất

|  Đất có nhiệt dung hữu hiệu nhỏ hơn nhiều so với đại dương

|  Nhiệt được truyền qua đất hầu như chỉ bằng quá trình dẫn nhiệt

|  Chỉ khoảng 1-2 mét đất trên cùng là chịu ảnh hưởng của sự biến

đổi mùa

|  Dòng năng lượng nhiệt dẫn thẳng đứng trong đất tỷ lệ với gradient

nhiệt độ trong đất

T z

K z

F z

T t

Phương trình cân bằng nhiệt trong đất

nhiệt tích luỹ trong đất = phân kỳ của dòng nhiệt khuyếch tán

Nhiệt dung của đất, phụ thuộc vào:

•  tỷ lệ thể tích của đất fs, chất hữu cơ fc, nước fw và không khí fa,

•  mật độ và nhiệt dung riêng của các thành phần vật chất bề mặt

|  Nếu độ dẫn nhiệt KT không phụ thuộc vào độ sâu thì (DT =

|   Đất là hỗn hợp nhiều loại vật chất, mỗi loại có các

thuộc tính vật lý hoàn toàn khác biệt

|   Nhiệt dung của thể tích đất là tổng có trọng số của

nhiệt dung các chất thành phần ( tỷ lệ thể tích đóng vai trò trọng số )

Khoáng chất Chất hữu cơ Nước Băng Không khí

Nhiệt độ đất

•  Giả thiết bề mặt chịu tác động có chu kỳ với chu kỳ là τ

(chẳng hạn, biến trình ngày đêm, biến trình năm, chu kỳ băng hà, )

•  Phản ứng lại của T(z) cũng có chu kỳ, nhưng biên độ bị giảm và

chậm pha theo độ sâu so với tác động bề mặt

•  “Độ sâu thâm nhập” của dao động nhiệt độ bị cưỡng bức bởi

tính chu kỳ của tác động từ bề mặt phụ thuộc vào chu kỳ của tác động và các thuộc tính vật lý của chất bề mặt

DT ~ 5 x 10-7 m2 s-1

τ = 1 ngày hT ~ 10 cm

τ = 10000 năm hT ~ 150 m

Biến động ngày đ êm của nhiệt độ đất

|   Gần bề mặt biên độ nhiệt

độ rất lớn

{  Biên độ ngày đêm đạt 25C

ở độ sâu 0.5 cm

{  Cực đại T xung quanh 14h

|   Biên độ giảm và pha

chậm theo độ sâu

{  Tại độ sâu 10 cm biên độ

ngày đêm chỉ còn 6C

{  Cực đại T vào khoảng 18h

{  Tại độ sâu 40 cm biên độ

hầu như không đáng kể

Nhiệt độ đất ở các độ sâu khác nhau tại

cánh đồng cỏ ở O'Neill, Nebraska

Measured thermal diffusivities on the day

illustrated range from 2.5 × 10 −7 m 2 s −1 at 1 cm

to 6 × 10 −7 m 2 s −1 at 5-cm depth in the soil

Profile thẳng đứng của nhiệt độ đất

|   Nhiệt độ tăng theo độ

sâu vào những giờ sáng sớm (6h) và ban đêm (22h)

|   Nhiệt độ ít biến động

theo thời gian trong ngày khi độ sâu càng tăng

|   Sự giảm biên độ dao

động và chậm pha càng thể hiện rõ nếu là đất thuộc khu vực rừng

4.4 Sự đốt nóng bức xạ bề mặt

|   Bức xạ thuần tới bề mặt là tổng của mật độ dòng bức

xạ mặt trời thuần và bức xạ sóng dài thuần tại bề mặt

RS = (S↓(0) - S↑(0)) + (F↓(0) - F↑(0))

|   Bức xạ mặt trời thuần tại bề mặt phụ thuộc vào

albedo bề mặt, độ che phủ của mây, góc thiên đỉnh,

|   Bức xạ sóng dài thuần tại bề mặt phụ thuộc vào nhiệt

độ bề mặt, hệ số hấp thụ,

Dạng bề mặt! Phạm vi! điển hình! Giá trị

|  Albedo lớn ở sa

mạc, đất khô, đồng cỏ khô,

|  Albedo thấp ở

những vùng rừng

|  Rừng lá nhọn có

thấp hơn

Albedo bề mặt

|  Tăng khi góc thiên đỉnh mặt trời tăng

|  Mây làm tán xạ các tia bức xạ tới, làm

cho nó có thể đến bề mặt từ nhiều hướng

|  Mây càng ít thì albedo càng tăng nhiều

theo góc thiên đỉnh

|  Khi trời đầy mây albedo không phụ

thuộc vào góc thiên đỉnh

Sự phụ thuộc của albedo bề mặt nước vào góc thiên đỉnh mặt trời và độ phủ mây

Surface albedo of Earth for annual

mean, January and July Gray areas

indicate missing data

NASA Natural Color Satellite Image of Southwestern Alaska on January 15,

2012 Fresh snow on land is very bright, while sea ice with tendrils in Bristol Bay is slightly darker The ocean is very dark, except where clouds obscure the

dark surface

|  Albedo tính chung là giá trị lấy

trung bình có trọng lượng trên tất

(Rơm) (Cỏ linh lăng)

(Đất đen nhiều bùn)

Surface reflectivity as a function of wavelength of radiation

for a variety of natural surfaces Human eyesight is sensitive

to wavelengths from 0.4 ︎m (violet) to 0.7 ︎m (red) Alfalfa

and sudan grass appear green because their albedo is higher

for green light ( ∼ 0.55 ︎m) than for other visible wavelengths

Các dạng bề mặt khác nhau sẽ có albedo khác nhau

Albedo mặt đất khô và ẩm

•   Đất có hệ số phản xạ ở bước sóng gần hồng ngoại cao hơn so với ở bước sóng nhìn thấy

•   Đất khô có albedo cao hơn một cách đáng kể so với đất ẩm ướt, và bề mặt đất nhẵn

có albedo cao hơn so với bề mặt gồ ghề

•  Vì albedo bề mặt biến đổi mạnh và có ảnh hưởng mạnh đến bức xạ mặt trời hấp thụ được, nó có thể có ảnh hưởng lớn đến nhiệt độ bề mặt

•  Albedo bề mặt cũng có thể có ảnh hưởng mạnh mẽ đến độ nhạy khí hậu, nếu nó biến đổi một cách có hệ thống theo các điều kiện khí hậu

•  Cần phải xét đến các quá trình hồi tiếp liên quan đến albedo bề mặt

4.4.2 Sự đốt nóng bề mặt do bức xạ sóng dài thuần

|  Để tính bức xạ sóng dài thuần đi xuống tại bề mặt ta cần biết

{  bức xạ sóng dài đi xuống từ khí quyển,

F 0

F 0

Phụ thuộc hệ số phát xạ sóng dài

•   Hệ số phát xạ sóng dài của hầu hết các bề mặt tự nhiên khoảng 90-98% và không đóng vai trò cơ bản đối với khí hậu bề mặt

•   Sai số trong việc ước lượng độ phát xạ bề mặt có thể dẫn đến sai

số trong tính toán dòng sóng dài thuần ở bề mặt khoảng 5%

{  LW đi xuống ít biến đổi

{  LW thuần biến thiên

ngược với SW thuần

|   Rs dương vào ban ngày

và âm vào ban đêm

Số liệu quan trắc trên đồng cỏ

thuộc Canada cuối tháng 7

trong điều kiện trời không mây

4.5 Lớp biên khí quyển

|   Lớp biên khí quyển là phần thấp nhất của tầng đối lưu, nơi gió, nhiệt độ, và độ ẩm

chịu ảnh hưởng mạnh mẽ của bề mặt

|  Độ dày lớp biên biến thiên trong khoảng 20m đến vài km tuỳ thuộc điều kiện, nhưng

điển hình là khoảng 1km

|   Đặc trưng của lớp biên khí quyển là sự phản ứng nhanh chóng của nó đối với sự biến

đổi của điều kiện bề mặt

|  Vận chuyển khối lượng, động lượng và năng lượng qua lớp biên được thực hiện bởi

chuyển động rối

|   Cấu trúc thẳng đứng của lớp biên:

Cấu trúc lớp biên khi bề mặt bị đốt nóng (bề mặt đất ban ngày), lớp

biên thường không ổn định

lực nổi điều khiển chuyển động rối; nhiệt và ẩm vận chuyển lên trên, động lượng vận chuyển xuống bề mặt; thông lượng thẳng đứng không đổi theo chiều cao

Các thông lượng rối bề mặt

|   Nhớ lại : có thể viết các thông lượng hiển nhiệt và

Lớp xáo trộn bề mặt

|  Các xoáy (eddies) rối gần bề mặt

có tác dụng xáo trộn các thuộc tính của khí quyển (T, q, u) và làm giảm gradient thẳng đứng

|  Giả thiết qui mô độ dài đặc trưng

đối với xáo trộn rối là l, thì

l’

( )

u z

( ) ' ' '

If eddies are (length and depth similar), then ' ~ ' , so

Ứ ng suất bề mặt

|  Thông lượng động lượng

(ứng suất bề mặt) tỷ lệ với tích của các bình phương gradient tốc độ gió (độ đứt) và qui mô độ dài rối

|  Định nghĩa “tính nhớt của

xoáy” hay “độ khuếch tán của xoáy” K m tương tự như

độ khuếch tán phân tử

|  Định nghĩa qui mô tốc độ

u* đối với các xoáy rối gần

bề mặt và gọi là tốc độ ma sát

2 2

ρ

τρτ

|   Gần bề mặt, các xoáy bị

giới hạn kích thước do gần mặt đất, do đó l’ trong Km

là l’(z)

|   Giả thiết l’ = kz , với k~0.4

là “hằng số Karman”

|   Điều đó dẫn đến mối quan

hệ đặc trưng của sự biến động tốc độ gió trung bình theo độ cao: profile logarit của gió

Profile logarit của gió

|   Tốc độ gió trung bình

trong lớp bề mặt bị giảm bởi ma sát mà ảnh hưởng của nó được nhận thấy qua thông lượng động lượng xoáy

|   Điểm cắt của đồ thị trên

trục Y xác định giá trị z0, được gọi là “độ gồ ghề”

|   Độ gồ ghề biến đổi trên

một dải rộng tùy thuộc dạng bề mặt

Bề mặt có lớp phủ thực vật

|   Sử dụng các phương trình

tương tự, nhưng đưa thêm vào

“độ cao dịch chuyển” do bề mặt bị nâng cao bởi thực vật (khoảng 2/3 đến 3/4 độ cao của những cây riêng lẻ)

|   Xét thêm kháng trở khí động

lực (Aerodynamic resistance) (đối với động lượng) là tích phân theo chiều thẳng đứng của 1/Km

Profile các thông lượng vào ban ngày trong lớp biên

|   Trong lớp bề mặt các dòng động lượng, nhiệt và ẩm thẳng đứng hầu như không đổi theo

độ cao

|   Trong lớp xáo trộn lực nổi điều kiện chuyển động rối duy trì các giá trị nhiệt độ thế vị, độ

ẩm và động lượng hầu như không phụ thuộc độ cao

|   Nhiệt và ẩm được vận chuyển lên lớp xáo trộn từ bề mặt, còn động lượng được vận

chuyển xuống bề mặt è Bề mặt là nguồn cung cấp (>0) nhiệt và ẩm đồng thời làm tiêu tán (<0) động lượng

|   Thông lượng nhiệt đảo dấu ở gần đỉnh lớp biên là do sự cuốn hút

|   Trong dải cuốn hút (lớp chuyển tiếp) các tính chất của khí quyển biến đổi rất nhanh từ lớp

xáo trộn lên khí quyển tự do:

{   Độ ẩm giảm, nhiệt độ thế vị tăng và giảm độ lớn các dòng nhiệt, ẩm, động lượng thẳng đứng do

chuyển động rối

|  Ban đêm phát xạ sóng dài làm lạnh

mặt đất nhanh hơn không khí ở phía trên và lớp biên trở nên rất ổn định với không khí đậm đặc, lạnh gần bề mặt

|  Rối và các thông lượng thẳng đứng

do rối bị ngăn chặn, và bề mặt không chịu sự tương tác về mặt cơ học từ khí quyển tự do, mặc dù vận chuyển bức xạ vẫn còn tiếp diễn

Profile các thông lượng vào ban đ êm trong lớp biên

|  Nhiệt độ thế tăng nhanh theo độ cao gần bề mặt, thông lượng nhiệt vận chuyển

đi xuống (<0) làm không khí bị ép xuống chống lại lực nổi

|  Năng lượng để xáo trộn không khí xuống bề mặt được cung cấp bới độ đứt gió

trung bình mà nó có xu hướng mạnh hơn trong điều kiện này với gió lớn nhất ở gần đỉnh lớp biên và yếu ở gần bề mặt

|  Do đó, nhiệt độ không khí tối thấp bề mặt vào những đêm trời quang thường nhỏ

hơn khi tốc độ gió trong khí quyển tự do yếu

|   Nghịch nhiệt xảy ra lúc

sáng sớm và ban đêm

|   Ngay trước khi mặt trời lặn

bề mặt bắt đầu lạnh đi do tác động của chuyển động rối vận chuyển năng lượng

đi lên

|   Nhiệt độ đạt cực đại và

gradient nhiệt độ thẳng đứng gần 9.8K/km ở gần

bề mặt

Điều kiện quan trắc: trong những

ngày hè trời tương đối quang

4.5.1 Lớp biên phiếm định

|  lực nổi không đóng vai trò quan trọng trong nguồn động năng rối

|  nguồn năng lượng cho rối lớp biên là động năng của gió trung

bình trong khí quyển tự do

|  qui mô độ đứt gió được xem là hằng số:

k

1 z

U )

u

z (

u z

z

zlnk

g Ri

∂

∂

∂ θ

∂

=

•   Số Richardson chung (bulk) đối với lớp biên

2 r

0 r

r 0

B

) z ( U

)) z

( )

z ( ( z T

|  Ban đêm tốc độ gió gần bề mặt

giảm, vì độ ổn định tĩnh lớn hơn nên sự xáo trộn động lượng xuống dưới từ khí quyển

tự do giảm

|  Ở độ cao cao hơn, gió tăng vào

ban đêm do tác động cản của

bề mặt bị giảm

|  Ban ngày, sự xáo trộn động

lượng hiệu quả trong suốt lớp biên bất ổn định, tốc độ gió gần bề mặt tăng do tốc độ gió

ở các mực cao hơn trong lớp biên bị giảm

Biến trình ngày của tốc độ gió như là hàm

của độ cao được đo từ tháp Oklahoma và

được lấy trung bình trong suốt thời kỳ từ

6-1966 đến 5-1967

4.6 Các dòng hiển nhiệt và ẩn nhiệt trong lớp biên

|   Thông lượng hiển nhiệt đi lên = c p ρ wT

Nhiệt độ (K)

Nhiệt dung đẳng áp

(1004 J K -1 kg -1 ) Mật độ không khí p/ RT (~ 1.2 kg m-3 )

Tốc độ thẳng đứng (m s -1 )

'

w w

T T

Dòng nhiệt rối

|   Hãy tưởng tượng

có một xoáy rối trên bề mặt nóng

|   Dòng khí cuốn lên

sẽ ấm hơn dòng cuốn xuống

|   Khi đi lên:

Thông lượng rối

T w w

T

Here an overbar in (4.23) indicates a time average of the quantity der the overbar and a prime indicates a deviation from that time average

un-Substituting (4.23) into (4.22) and performing the averages, we obtain the mean and eddy contributions to the vertical flux of temperature

where ρ is air density, cp is the specific heat of air at constant pressure, q

is the specific humidity and L is the latent heat of vaporization

Measure-ments of the turbulent velocity, temperature, and moisture fluctuations necessary to calculate the sensible and latent energy fluxes are not rou-

tinely taken, and these rapid, small-scale fluctuations are not simulated

in global climate models In most cases, one must estimate the turbulent fluxes by using variables averaged over larger spatial and temporal scales

than those of the turbulent motions in the boundary layer

Several methods are available for estimating surface fluxes with observations of mean variables The most common method is through the use of bulk aerodynamic formulas, which relate the turbulent fluxes to observable spatial or temporal averages One might hypothesize that the sensible heat flux is proportional to the temperature difference between

the surface and the air at some reference altitude, zr, where mean variables are known Since some of the kinetic energy of boundary layer turbulence comes from the mean winds blowing over the surface, we might assume

that the turbulent fluxes are also proportional to the mean wind speed, Ur,

at the standard height These basic assumptions are consistent with the results of the similarity theory described previously, with which we obtain

an expression that relates the sensible heat flux to the mean wind speed and temperatures

ρ

= c C U T T z−

The latent heat flux can be related to the difference of specific humidity,

q, between the surface and the atmosphere at the reference height

LE=L ρ CDE Ur (qs−qa(zr))

Here an overbar in (4.23) indicates a time average of the quantity der the overbar and a prime indicates a deviation from that time average

un-Substituting (4.23) into (4.22) and performing the averages, we obtain the mean and eddy contributions to the vertical flux of temperature

where ρ is air density, cp is the specific heat of air at constant pressure, q

is the specific humidity and L is the latent heat of vaporization

Measure-ments of the turbulent velocity, temperature, and moisture fluctuations necessary to calculate the sensible and latent energy fluxes are not rou-

tinely taken, and these rapid, small-scale fluctuations are not simulated

in global climate models In most cases, one must estimate the turbulent fluxes by using variables averaged over larger spatial and temporal scales

than those of the turbulent motions in the boundary layer

Several methods are available for estimating surface fluxes with observations of mean variables The most common method is through the use of bulk aerodynamic formulas, which relate the turbulent fluxes to observable spatial or temporal averages One might hypothesize that the sensible heat flux is proportional to the temperature difference between

the surface and the air at some reference altitude, zr, where mean variables are known Since some of the kinetic energy of boundary layer turbulence comes from the mean winds blowing over the surface, we might assume

that the turbulent fluxes are also proportional to the mean wind speed, Ur,

at the standard height These basic assumptions are consistent with the results of the similarity theory described previously, with which we obtain

an expression that relates the sensible heat flux to the mean wind speed and temperatures

ρ

= c C U T − T z

The latent heat flux can be related to the difference of specific humidity,

q, between the surface and the atmosphere at the reference height