Thời tiết và khí hậu - Phần 2 Nước trong khí quyển - Chương 6 doc

Độ ổn định tĩnh v† tốc độ giảm nhiệt độ của môi tr~ờng Đôi khi khí quyển rất dễ dng di chuyển chỗ v một phần tử không khí đ‡ợctruyền một xung kích nâng lên ban đầu sẽ tiếp tục nâng lên

Ch €ơng 6

Tất cả chúng ta đã từng một hoặc vi lần quan tâm đặc biệt tới các đám mây Một số đám mây thì đẹp lạ th‡ờng, còn một số khác thì báo tr‡ớc thời tiết khắc nghiệt Nh‡ng một số ng‡ời nhất định đang lm nhiều hơn so với thụ động quan sát những đám mây “Những ngoời săn bão” tụ họp thnh các nhóm trong mùa thời tiết khắc nghiệt với mục đích quan sát sự hình thnh v di chuyển của lốc xoáy Một số ng‡ời săn bão l những ng‡ời say mê thời tiết nghiệp d‡, còn những ng‡ời khác l các nh khí t‡ợng học chuyên nghiệp với bằng cấp cao hoặc các sinh viên

đang theo đuổi nghĩa vụ học tập của mình Nhóm sau cùng ra ngoi trời không chỉ vì niềm đam mê đ‡ợc chứng kiến thời tiết khắc nghiệt ngay từ đầu (mặc dù ng‡ời

ta không thể không thừa nhận rằng sự hiếu kì l phần lớn của sự theo đuổi), mcòn vì muốn có đ‡ợc thông tin quan trọng để hiểu rõ về các hiện t‡ợng ny Sử dụng một tổ hợp các ph‡ơng tiện, từ công nghệ tiên tiến đến trực giác thuần túy, những

ng‡ời săn bão chuyên nghiệp theo đuổi những cơn bão khắc nghiệt tiềm năng để hiểu các cơ chế bên trong v lân cận những đám mây dẫn tới phát triển lốc xoáy Những nỗ lực đó đã mang lại thông tin quý giá giúp các nh khí t‡ợng học hiểu

đ‡ợc những bộ phận no của mây giông gây bão th‡ờng hay tạo thnh lốc xoáy nhất Những nỗ lực của họ cũng đã phát hiện ra rằng, các khu vực chuyển động xoay lớn ở bên trong các đám mây giông th‡ờng xuất hiện tr‡ớc khi hình thnh lốc xoáy khoảng từ 20 phút đến nửa giờ – vì vậy có thể đ‡a ra cảnh báo sớm cho các nh dự báo v công chúng

Nghề săn bão ra đời mùa xuân năm 1979 với việc tiến hnh đợt thí nghiệm về bão môi tr‡ờng khắc nghiệt v quy mô vừa (SESAME) ở trung phần n‡ớc Mỹ Các nh khoa học lm việc theo dự án đã tập hợp thông tin từ các trạm rađa, bóng thám không thời tiết v các quan trắc hiện tr‡ờng Một sự trùng đáng ghi nhớ, mùa bão m trong đó dự án đ‡ợc thực hiện trùng khớp với một trong những trận lốc xoáy dữ dội nhất từng đổ bộ tới khu vực Chiều ngy 10/4, một vi nhóm săn bão bên ngoiSeymore, Texas, đã quan sát đ‡ợc một đám mây dạng toờng, một cái vòi lớn chòi

xuống phía d‡ới chân mây chính, nơi các lốc xoáy th‡ờng phát triển Howard Bluestein, giờ đây l một trong các chuyên gia hng đầu về vấn đề bão lớn, đã chụp

ảnh đ‡ợc đám mây t‡ờng độc đáo ấy (hình 6.1) Ngay sau đó, một xoáy lốc đã xuất hiện, khiến các nh săn bão có thể quan sát đ‡ợc từ đầu cho đến lúc nó tan rã, khoảng 15 phút sau Nh‡ng sự kiện chính tiếp theo ngay sau đó Xa xa ở phía đông bắc, một xoáy lốc khác vừa hình thnh Mặc dù các nhóm quan trắc đã cố gắng khỏi

lỡ mất dịp, nh‡ng cơn bão đã xô qua họ để tiến về phía Wichita Falls Khi những

ng‡ời săn bão về tới thnh phố, họ đã mục kích sự phá hủy khủng khiếp diễn ra viphút tr‡ớc: 3000 ngôi nh bị phá v 42 ng‡ời chết Song xoáy lốc ny vẫn còn xoáy với hết sức mạnh v di chuyển lên phía bắc Vì nó tiếp tục hoạt động ở gần Witchita Falls, những ng‡ời săn bão đã nhìn thấy phần phía sau của cơn bão, Bluestein đã mô tả nó giống nh‡ một vụ nổ bom nguyên tử

Hình 6.1 Mây t~ờng gắn liền với giông tố dữ dội

ở gần Seymore, Texas

Phần lớn các đám mây th‡ờng kém thú vị hơn nhiều so với các đám mây sinh xoáy lốc Thật vậy, ngay cả những đám mây gắn liền với thời tiết dữ tợn nhất chẳng qua cũng chỉ l kết quả của cùng những quá trình gây nên ng‡ng tụ v lắng đọng ở trong các đám mây thời đẹp Từ ch‡ơng 5 chúng ta đã biết rằng ng‡ng tụ hay lắng

đọng có thể xuất hiện nhờ bổ sung hơi n‡ớc vo không khí; hòa trộn không khí nóng, ẩm với không khí lạnh; hoặc hạ thấp nhiệt độ không khí tới điểm s‡ơng Mặc

dù hai quá trình đầu có thể dẫn đến hình thnh mây trong nhiều tình huống, nh‡ng hạ thấp nhiệt độ không khí l quan trọng nhất (đặc biệt đối với mây gây

m‡a) Ch‡ơng ny sẽ bn tới các quá trình v điều kiện liên quan tới hình thnh mây do các chuyển động thăng v mô tả những dạng mây hình thnh nhờ những quá trình ny

Những cơ chế nâng không khí lên cao

Có bốn cơ chế nâng không khí lên trên để có thể ng‡ng tụ v hình thnh mây:1) Chuyển động thăng địa hình, chuyển động c‡ỡng chế của không khí ở bên trên barie núi

2) Chuyển động thăng do front, di chuyển của một khối không khí bên trên khối không khí khác

3) Hội tụ, chuyển động ngang của không khí tới một vùng tại các mực thấp

4) Chuyển động thăng đối l‡u cục bộ do độ nổi

Chuyển động thăng do địa hình

Nh‡ trên hình 6.2, không khí thổi tới đồi hoặc núi sẽ bị đổi h‡ớng ở bên trên barie Quá trình không khí di chuyển lên cao dẫn đến bị lạnh đi đoạn nhiệt đ‡ợc gọi

l chuyển động thăng địa hình (hay hiệu ứng địa hình) Độ cao m các đám mây có

thể đạt tới không bị hạn chế ở độ cao của đồi hoặc núi; đỉnh của mây địa hình có thể

hng trăm mét cao hơn v thậm chí lv‡ơn tới tầng d‡ới của bình l‡u quyển Độ cao

đỉnh mây liên quan chặt chẽ với các đặc tr‡ng của không khí, thay đổi từ ngy qua ngy, đó l một vấn đề m sau ny chúng ta sẽ mô tả một cách chi tiết hơn trong

ch‡ơng ny Hình 6.3 thể hiện sự phát triển của mây địa hình Hãy l‡u ý rằng độ dy của mây lớn hơn nhiều so với độ cao của barie địa hình tạo thnh mây

Hình 6.2 Chuyển động thăng địa hình Không khí đi tới một barie địa hình,

nó có thể bị nâng lên trên hoặc đổi h ~ớng tại barie

Xuôi theo chiều gió, ở phía s‡ờn núi khuất gió, không khí hạ xuống theo s‡ờnnghiêng v nóng lên do bị nén tạo thnh một hiệu ứng khuất moa, một vùng l‡ợng

m‡a thấp hơn Dãy núi Sierra ở Nevada (hình 6.4) cung cấp một minh họa hùng hồn về hiệu ứng ny Đỉnh sống núi Sierra có h‡ớng bắc-nam v gần vuông góc với dòng không khí h‡ớng thịnh hnh tây đông Phần lớn dãy núi có độ cao hơn 3500

m, l‡ợng m‡a ở s‡ờn phía tây, s‡ờn đón gió, cao hơn rất nhiều do chuyển động thăng địa hình; đôi nơi l‡ợng m‡a năm trung bình lớn hơn 250 cm S‡ờn phía đông của dãy núi rất dốc v đáy thung lũng thấp, đôi khi d‡ới mực n‡ớc biển Vì vậy, không khí giáng ở phía s‡ờn khuất gió tạo nên một các những hiệu ứng khuất m‡amạnh nhất trên Trái Đất Thật thú vị, thung lũng Death, một trong những nơi khô nhất ở Bắc Mỹ, chính l nằm ở phía đông của dãy núi, còn s‡ờn đón gió của nó tích lũy phần lớn l‡ợng n‡ớc dùng của California Một hiệu ứng khuất m‡a t‡ơng

đ‡ơng tồn tại ở Nam Mỹ, nơi dãy núi Andes tạo thnh một barie đột ngột đối với các dòng gió tây

Chuyển động thăng do front

Mặc dù nhiệt độ th‡ờng thay đổi từ nơi ny đến nơi khác, kinh nghiệm cho chúng ta biết rằng thay đổi nh‡ thế th‡ờng rất từ từ Nói khác đi, nếu nhiệt độ l

10C ở Toronto, Ontario, thì chắc l nhiệt độ tại Buffalo, New York cách khoảng

100 km sẽ không khác biệt quá nhiều Tuy nhiên, đôi khi có những vùng chuyển tiếp m trong đó xuất hiện những khác biệt rất lớn về nhiệt độ trên một khoảng cách t‡ơng đối ngắn Những vùng chuyển tiếp ny, gọi l các front, không giống với

các bức t‡ờng thẳng đứng phân tách không khí ấm v lạnh, m l nh‡ các s‡ờn dốc thoai thoải, nh‡ chúng tôi sẽ trình by ở ch‡ơng 9

Dòng không khí dọc theo các mặt ngăn cách front th‡ờng dẫn tới sự phát triển mây theo hai cách Khi không khí lạnh tiến tới không khí nóng hơn (tr‡ờng hợp nygọi l front lạnh), thì không khí lạnh đậm đặc hơn thế chỗ không khí nóng nhẹ hơn

ở phía tr‡ớc, nh‡ đã thể hiện trên hình 6.5a Khi không khí nóng thổi về phía nêm của không khí lạnh (front nóng), không khí nóng bị đẩy nổi lên trên rất giống nh‡cái cách m hiệu ứng địa hình lm cho không khí nâng lên ở bên trên một barie núi (hình 6.5b)

Hình 6.5 Các ranh giới front Front lạnh (a) gây chuyển động thăng khi không khí lạnh tiến về phía không khí nóng v† loãng hơn Chuyển động thăng xuất hiện dọc theo một front nóng (b) khi không khí nóng tr†n lên trên nêm lạnh của không khí ở phía tr~ớc nó

Hội tụ

Do khối l‡ợng của khí quyển không phân bố đồng nhất trên bề mặt Trái Đất, nên có nhiều vùng rộng lớn với áp suất bề mặt cao v thấp Những chênh lệch áp suất ny lm cho không khí chuyển động theo một hiệu ứng quen thuộc m chúng

ta gọi l gió Không có gì ngạc nhiên, các hình thế gió liên quan mật thiết với hình thế áp suất

Chẳng hạn, khi một nhân áp suất thấp nằm ở gần bề mặt, gió trong khí quyển tầng thấp có xu h‡ớng hội tụ tại tâm của áp thấp từ tất cả các h‡ớng Sự di chuyển theo ph‡ơng ngang h‡ớng tới cùng một vị trí gây ra tích tụ khối l‡ợng, gọi l hội tụ

ngang, hay đơn giản l hội tụ Hội tụ có lm cho mật độ tăng lên, không khí xâm

nhập đến có bị giữ nguyên ở độ cao ban đầu của nó hay không? Không – ng‡ợc lại, các chuyển động thẳng đứng lm cho khối l‡ợng hội tụ tới bao nhiêu thì bị mang đi ngần ấy Nh‡ vậy, trong tr‡ờng hợp hội tụ ở mực thấp, sẽ dẫn tới không khí thăng

Điều ny sau ny sẽ đ‡ợc giải thích chi tiết hơn, còn bây giờ chúng ta có thể chỉ xem xét mối liên quan giữa hội tụ mực thấp với sự nâng lên v lạnh đi đoạn nhiệt của không khí

Đối l~u địa ph~ơng

Trong ch‡ơng 3 chúng ta đã thấy rằng đối l‡u tự do l chuyển động thăng gây

ra bởi không khí bị đốt nóng gần bề mặt Nó th‡ờng đi kèm với những chuyển động lên trên của hơi ẩm đủ mạnh để tạo mây v m‡a Trong mùa nóng, sự đốt nóng bề mặt Trái Đất gây nên đối l‡u tự do trên một diện tích t‡ơng đối hạn chế v tạo

thnh những trận m‡a dông buổi chiều v lm gián đoạn những cuộc dã ngoại mùa

hè Tại Canađa v Mỹ, ở phía đông của dãy núi Rocky Mountains, dung l‡ợng ẩm cao của không khí đôi khi tạo thnh các đám mây cao với chân ở độ cao t‡ơng đối thấp Các điều kiện nh‡ thế thuận lợi cho giáng thủy mạnh trên các khu vực nhỏ (đối l‡u tự do về bản chất không tạo nên những khu vực thăng lớn hơn vi chục mét

đ‡ờng kính) Ngay cả trên các hoang mạc ở miền Tây Nam, th‡ờng có ít hơi n‡ớc, thì đốt nóng mạnh mẽ cũng có thể dẫn đến đối l‡u hạn chế đủ mạnh để gây nên m‡a dông

Đối l‡u tự do l do độ nổi, xu thế các chất lỏng nhẹ hơn trồi lên trên khi đi qua một chất lỏng đậm đặc hơn Chính vì vậy, độ nổi có thể phát động chuyển động thăng Nh‡ng độ nổi còn có thể lm nhanh hoặc lm chậm các chuyển động thăng

đã bắt đầu từ tr‡ớc đó do hiệu ứng địa hình, thăng do front v thăng hội tụ Nh‡chúng ta sẽ thấy sau ny, khí t‡ợng học dùng khái niệm về độ ổn định tĩnh để tổng hợp hiệu ứng độ nổi đối với chuyển động thăng

Độ ổn định tĩnh v† tốc độ giảm nhiệt độ của môi tr~ờng

Đôi khi khí quyển rất dễ dng di chuyển chỗ v một phần tử không khí đ‡ợctruyền một xung kích nâng lên ban đầu sẽ tiếp tục nâng lên, ngay cả sau khi quá trình nâng lên ban đầu đã chấm dứt tác động Một số lần khác, khí quyển chống lại

sự nâng lên nh‡ vậy Tính dễ dng nâng lên trên của không khí đ‡ợc gọi l độ ổn

định tĩnh Không khí bất ổn định tĩnh trở nên dễ nổi lên khi đ‡ợc nâng lên v tiếp

tục nâng lên nếu nó đ‡ợc cấp một lực đẩy lên ban đầu; không khí ổn định tĩnh cản

trở sự di chuyển lên trên v sẽ chìm xuống trở lại mực ban đầu của nó khi lực nâng thôi không tác động nữa Không khí trung tính tĩnh không tự nó nâng lên tiếp theo sau sự nâng lên ban đầu v cũng không chìm trở về mực ban đầu; nó đơn giản chỉ dừng lại ở độ cao m nó đ‡ợc mang tới

Độ ổn định tĩnh liên quan chặt chẽ với độ nổi Khi một phần tử không khí ít

đậm đặc hơn so với không khí xung quanh nó, nó có một độ nổi d‡ơng v trồi lên phía trên (Thật vậy, các phần tử không khí nổi ny không chỉ di chuyển lên trên, chúng còn tăng tốc độ của mình trong khi chuyển động, thậm chí tới mức gây nên những chuyển động thăng c‡ỡng bức) Không khí m đậm đặc hơn xung quanh thì

sẽ chìm xuống nếu không bị tác động bởi những lực nâng liên tục Về phía mình, những khác biệt về mật độ giữa một phần tử v không khí xung quanh nó l do nhiệt độ của chúng quy định Nếu phần tử nóng hơn so với không khí xung quanh,

nó sẽ ít đậm đặc v có một lực nâng Nếu nó lạnh hơn xung quanh, nó sẽ đậm đặc hơn v có độ nổi âm

Nếu một phần tử đang nâng lên bị lạnh đi với một tốc độ lm cho nó lạnh hơn

không khí xung quanh, nó sẽ trở nên đậm đặc t‡ơng đối Điều ny sẽ ngăn chặn chuyển động thăng Nếu không khí đ‡ợc nâng lên bị lạnh đi chậm hơn so với không khí xung quanh, nó sẽ trở nên nóng t‡ơng đối so với xung quanh v có độ nổi

d‡ơng Điều ny tạo nên một xu thế cho một phần tử tự nâng lên, ngay cả khi không có những lực nâng khác tác động Nh‡ vậy, độ nổi của phần tử không khí

đang nâng lên phụ thuộc vo tốc độ lạnh đi của nó t‡ơng đối so với không khí xung quanh Nhiệt độ trong phần tử bị quyết định bởi tốc độ giảm đoạn nhiệt khô hoặc tốc độ giảm đoạn nhiệt bão hòa, còn không khí xung quanh bị quyết định bởi tốc độ giảm môi tr‡ờng (ELR) (Tốc độ giảm đoạn nhiệt v tốc độ giảm môi tr‡ờng đã đ‡ợcgiải thích trong ch‡ơng 5)

Xét một phần tử khối khí ở gần bề mặt, đ‡ợc nâng lên trong không khí xung quanh Không khí trong phần tử nâng lên bị lạnh đi với một trong các tốc độ giảm

đoạn nhiệt, còn không khí xung quanh giữ nguyên trắc diện nhiệt độ gốc của nó Nh‡ vậy, mật độ t‡ơng đối của phần tử đang nâng lên phụ thuộc vo hai điều kiện: phần tử bão hòa hay không (điều ny quyết định tốc độ giảm đoạn nhiệt no sẽ thích dụng) v ELR Hai nhân tố ny kết hợp để tạo ra những kiểu không khí khác nhau về ph‡ơng diện độ ổn định tĩnh Đó l bất ổn định tuyệt đối, ổn định tuyệt đối

vu bất ổn định có điều kiện.

Không khí bất ổn định tuyệt đối

Hình 6.6a minh họa những gì xảy ra khi một phần tử không khí ch‡a bão hòa

đ‡ợc nâng lên v ELR lớn hơn tốc độ giảm đoạn nhiệt khô (DALR) Nói khác đi, trên hình 6.6a không khí nâng lên bị lạnh đi chậm hơn so với xung quanh nó

Giả sử nhiệt độ không khí tại bề mặt l 10oC v có ELR l 1,5oC/100 m, có nghĩa l không khí lạnh đi với tốc độ 1,5oC qua từng 100 m độ cao Khi phần tử của chúng ta nâng lên, nó bị lạnh đi với DALR (hãy nhớ lại, bằng 1oC/100 m) Khi nâng lên tới mực 100 m, phần tử nâng lên lạnh tới 9oC - nóng hơn không khí xung quanh nửa độ Đó l vì nhiệt độ phần tử đã lạnh đi 1oC trong lúc nâng lên 100 m, còn khí quyển xung quanh tại độ cao ny có nhiệt độ l 8,5oC (10 oC – 1,5 oC = 8,5 oC) Nếu phần tử đ‡ợc nâng lên tới mực 200 m, nhiệt độ của nó trở thnh 8 oC, hay nóng hơn

so với không khí xung quanh 1oC Nh‡ vậy, phần tử nâng lên đang trở nên luôn luôn nóng hơn v dễ nổi hơn so với không khí xung quanh

Không khí ở tình huống ny đ‡ợc gọi l bất ổn định tuyệt đối, bởi vì mỗi khi

một phần tử bên trong nó bị nâng lên, thì phần tử đó tiếp tục chuyển động lên trên Phần tử không chỉ nâng lên, m nó còn nâng lên với tốc độ ngy cng tăng Đó l vì chênh lệch nhiệt độ giữa nó v không khí xung quanh liên tục tăng lên, dẫn đến độ nổi lớn hơn v cũng còn bởi vì nó nhận đ‡ợc động năng trong khi nâng lên

Hình 6.6b cho một ví dụ thứ hai về không khí bất ổn định tuyệt đối Trong

tr‡ờng hợp ny, ELR vẫn l 1,5 oC/100 m, nh‡ng không khí bây giờ bão hòa Vì vậy, phần tử không khí nâng lên bị lạnh đi chậm hơn theo tốc độ giảm đoạn nhiệt bão

hòa (SALR) v sẽ nóng hơn so với ví dụ tr‡ớc Nh‡ vậy, với sự ng‡ng tụ diễn ra,

chênh lệch nhiệt độ giữa phần tử nóng v không khí xung quanh lạnh hơn sẽ lớn

hơn, dẫn đến một lực nổi mạnh hơn Chúng ta kết luận rằng, không khí lại một lần nữa bất ổn định, thậm chí bất ổn định hơn so với ví dụ tr‡ớc.

Hình 6.6 Không khí bất

ổn định tuyệt đối Trong cả hai ví dụ n †y, ELR của

nó bằng 1,5 o C/100 m, lớn hơn DALR Không khí bị

c ~ỡng bức nâng lên trên trở nên nóng hơn v † dễ nổi lên hơn so với không khí xung quanh, bất chấp

nó ch ~a bão hòa (a) hay

l † bão hòa (b)

Kết luận quan trọng từ hai ví dụ ny l: khi tốc độ giảm môi troờng lớn hơn tốc

độ giảm đoạn nhiệt khô, không khí lu bất ổn định tuyệt đối vu một phần tử ở bên trong nó sẽ tiếp tục nâng lên một khi đã bị nâng lên, bất chấp nó bão hòa hay choa bão hòa (Tất nhiên, các chuyển động nâng lên không thể tiếp tục mãi mãi Song với

lúc ny, chúng ta sẽ tạm bỏ vấn đề không khí bất ổn định có thể nâng lên cao đến

đâu sang một bên, để m có thể tập trung vo khái niệm chính liên quan tới những gì sẽ xảy ra với không khí ở một vùng bất ổn định)

tự áp dụng với phần (b) của hình Phần tử bão hòa lạnh đi với tốc độ giảm đoạn nhiệt bão hòa v trở nên lạnh hơn so với không khí xung quanh Giống nh‡ phần tử

ch‡a bão hòa trong (a), nó có một xu thế chìm xuống trở lại vị trí ban đầu của mình

Hình 6.7 Không khí ổn

định tuyệt đối Trong cả hai

ví dụ, ELR của nó bằng 0,2 o C/100 m, tức nhỏ hơn SALR Không khí bị c ~ỡng bức nâng lên trên sẽ trở nên lạnh hơn v † khó nổi hơn so với không khí xung quanh, bất chấp nó ch ~a bão hòa (a) hay bão hòa (b)

Từ hai ví dụ ny, chúng ta có thể kết luận rằng: khi tốc độ giảm môi troờng nhỏ hơn tốc độ giảm đoạn nhiệt bão hòa, không khí sẽ ổn định tuyệt đối vu sẽ chống lại chuyển động thăng, bất kể nó choa bão hòa hay bão hòa Quan trọng l phải

nhận thấy rằng, có thể có tình huống ELR sao cho nhiệt độ hon ton không đổi với

độ cao, hoặc thậm chí nhiệt độ tăng theo độ cao, nh‡ sẽ đ‡ợc bn tới sau trong

ch‡ơng ny Mặc dù chúng ta không đ‡a ra ví dụ ở đây, những lập luận trong mục ny cũng áp dụng cho các tình huống nh‡ thế Nói khác đi, nếu ELR = 0oC/100 m, hay nếu nhiệt độ tăng lên theo độ cao (ELR âm), không khí sẽ ổn định tuyệt đối

Không khí bất ổn định có điều kiện

Hình 6.8 Khí quyển bất ổn

định có điều kiện khi ELR của nó ở giữa các tốc độ giảm đoạn nhiệt khô v † bão hòa Trong (a) ELR bằng 0,7 o C/100 m v † không khí ch ~a bão hòa Khi phần

tử bị nâng lên, nhiệt độ của

nó nhỏ hơn so với nhiệt độ không khí xung quanh, nên

nó có độ nổi âm Trong (b), phần tử bắt đầu từ ch ~a bão hòa, nh ~ng lạnh đi đến mực ng ~ng tụ thăng (LCL), tại đó nó lạnh hơn so với không khí xung quanh Sự nâng lên tiếp theo l †m lạnh phần tử theo SALR Tại mực 200 m, phần tử vẫn lạnh hơn không khí xung quanh, nh ~ng nếu bị mang tới độ cao 300 m, nó nóng hơn v † dễ nổi Nh~ vậy, nếu bị nâng lên đủ cao, phần tử sẽ tiếp tục nâng lên nhờ độ nổi của nó

Bốn ví dụ tr‡ớc đây mô tả những gì xảy ra khi ELR nhỏ hơn SALR hoặc lớn hơn DALR Nh‡ng điều gì xảy ra khi ELR ở giữa các tốc độ giảm đoạn nhiệt khô v

bão hòa? Trong môi tr‡ờng đó, không khí đ‡ợc gọi l bất ổn định có điều kiện, v xu

thế của một phần tử bị nâng lên sẽ chìm xuống hay tiếp tục nâng lên tùy thuộc vochuyện nó có trở thnh bão hòa hay không v nó bị nâng lên cao đến đâu

Giả sử khí quyển có ELR bằng 0,7oC/100 m, một phần tử ch‡a bão hòa trong đó

bị nâng lên (hình 6.8a) Vì phần tử nâng lên trở thnh lạnh hơn so với không khí xung quanh, nó cản trở chuyển động thăng tiếp theo

Trên hình 6.8b, chúng ta áp dụng cùng một giá trị của ELR đối với một phần

tử bị nâng lên, nh‡ng dần dần trở thnh bão hòa Trong tr‡ờng hợp ny, phần tử trở nên dễ nổi chỉ khi no nó bị nâng c‡ỡng bức lên cao hơn chân mây một khoảng cách no đó

Trong ví dụ ny, không khí có nhiệt độ ban đầu 10oC v điểm s‡ơng l 9,2oC

Nó lạnh đi theo DALR cho đến khi nó đạt bão hòa tại mực 100 m Phần tử nâng lên bây giờ lạnh hơn so với không khí xung quanh Nếu bị nâng lên tiếp, nó sẽ lạnh đi với tốc độ giảm đoạn nhiệt bão hòa, nhỏ hơn ELR Tại mực 200 m, phần tử bị nâng lên ny vẫn lạnh hơn so với không khí xung quanh, nh‡ng khi đạt độ cao 300 m, nó

sẽ nóng hơn không khí bao quanh Khi đó, phần tử bị nâng lên trở thnh dễ nổi v

từ đây nó tự nâng lên ngay cả khi không có lực nâng từ bên ngoi tác động Nh‡vậy, nếu khí quyển bất ổn định có điều kiện, phần tử không khí trở thnh dễ nổi nếu bị nâng lên cao hơn một độ cao tới hạn Độ cao đó, gọi l mực đối lou tự do, l

độ cao m phần tử phải đ‡ợc nâng lên tới đó để trở thnh dễ nổi v tự mình chuyển

động thăng Khi một phần tử của không khí bất ổn định có điều kiện bị nâng lên cao hơn mực ny, các đám mây th‡ờng tăng lên rất nhanh về độ dy v cho m‡a

Những nhân tố ảnh h ~ởng tới tốc độ giảm nhiệt độ của môi tr~ờng

Tốc độ giảm môi tr‡ờng biến thiên mạnh trong không gian v theo thời gian Chính vì nhiệt độ không khí bề mặt tại một nơi no đó bị biến đổi, nên trắc diện nhiệt độ thẳng đứng cũng biến đổi Ba nhân tố sau đây có thể mang đến sự biến đổi của ELR

Sự nóng lên hoặc lạnh đi của lớp khí quyển thấp

Trong thời gian ban ngy, bức xạ Mặt Trời lm nóng bề mặt Trái Đất, đến l‡ợtmình, bề mặt lại lm nóng khí quyển tiếp giáp với nó Vì đ‡ợc lm nóng nhanh hơn

so với không khí trên cao, lớp khí quyển thấp có ELR lớn đặc tr‡ng trong thời gian giữa tr‡a, nh‡ đã thể hiện trên hình 6.9 Trắc diện nhiệt độ ban đầu, đ‡ợc biểu diễn bằng đ‡ờng liền nét, thay đổi trong suốt ngy, còn trắc diện dốc hơn (đ‡ờnggạch nối) có thể xuất hiện trong một vi trăm mét bên trên bề mặt ảnh h‡ởng của bức xạ Mặt Trời tới tốc độ giảm nhiệt độ sẽ lớn nhất vo những ngy nắng, trời quang, đặc biệt bên trên các bề mặt đất không có thảm thực vật, nơi đó nhiều bức xạ Mặt Trời nh‡ng ít năng l‡ợng bị tiêu dùng cho bay hơi

Quá trình lạnh đi của bề mặt, nh‡ th‡ờng xảy ra vo ban đêm, lm lạnh lớp khí quyển thấp v lm giảm ELR của nó Nếu bị lạnh nhiều, không khí lân cận bề mặt có thể trở nên lạnh hơn so với không khí bên trên v tạo thnh một tình huống

nhiệt độ không khí tăng theo độ cao (Hiện t‡ợng ny gọi l nghịch nhiệt, một điều kiện không khí cực kỳ ổn định m chúng ta sẽ bn luận sau trong ch‡ơng ny).

Hình 6.9 Tốc độ giảm môi tr~ờng (ELR) có thể biến đổi do bề mặt bị đốt

nóng đ~ợc thể hiện bằng các trắc diện nhiệt độ thay đổi liên tục trong ng†y

Bình l~u không khí lạnh v† nóng tại các mực khác nhau

Các trắc diện nhiệt độ có thể bị ảnh h‡ởng bởi những khác biệt về h‡ớng gió tại các mực thấp v cao Ví dụ, trên hình 6.10a gió mực thấp v mực cao đều thổi từ phía tây, nơi đó các nhiệt độ bề mặt v ở mực cao hơn tuần tự l 10oC v 9,5oC Tốc

độ giảm, do đó, bằng 0,5oC/100 m Trên hình 6.10b, gió bề mặt không thay đổi, nh‡ng ở mực cao hơn gió thổi từ phía đông bắc lạnh hơn, nên nhiệt độ bên trên thấp hơn, chỉ bằng 9,0oC Không khí lạnh đã vận chuyển bên trên bề mặt, dẫn tới một tốc độ giảm lớn hơn Không khí nóng cũng có thể di chuyển t‡ơng tự, nếu gió thổi từ nơi nóng hơn tới nơi lạnh hơn

Tất nhiên, bình l‡u không khí nóng hoặc lạnh có thể diễn ra ở mực bất kỳ Ví

dụ, nếu không khí lạnh bình l‡u tại mực thấp, ELR sẽ giảm, tạo nên độ ổn định lớn hơn Hơn nữa, bình l‡u không giới hạn ở một độ cao, chúng ta không nên nghĩ rằng chuyển động của một lớp không khí tại độ cao no đó lại tách rời với phần còn lại của khí quyển Phổ biến hơn cả l h‡ớng gió (v tốc độ) thay đổi dần dần với độ cao Hãy đi ra ngoi trời vo một ngy nhiều mây, gió lớn v bạn chắc sẽ thấy mây di chuyển khác nhau tại các mực khác nhau Tùy thuộc vo gió định h‡ớng t‡ơng đối

so với phân bố nhiệt độ nh‡ thế no m mỗi độ cao có thể có l‡ợng bình l‡u nóng vlạnh khác nhau Điều ny không có nghĩa bình l‡u l không có hệ thống hay ngẫu nhiên Nh‡ sẽ thấy trong một ch‡ơng sau, tồn tại những mối liên hệ hệ thống nhất

định giữa các tr‡ờng gió v áp suất Tuy nhiên, chủ điểm ở đây l bình l‡u thay đổi

từ ngy sang ngy v từ độ cao ny tới độ cao khác trong cột khí quyển v những

ảnh h‡ởng của nó tới độ ổn định khí quyển do đó cũng thay đổi

Hình 6.10 Tốc độ giảm môi tr ~ờng có thể thay đổi do bình l~u không khí với nhiệt độ khác nhau ở trên cao Trong (a), gió bề mặt v † ở mực 100 m mang không khí với nhiệt

độ tuần tự l † 10 v† 9,5 o C tới, để cho ELR 0,5 o C/100 m Trong (b), gió bề mặt vẫn mang không khí với nhiệt độ 10 o C Nh ~ng h~ớng gió tại mực 100 m đã chuyển th†nh đông bắc v † không khí mang tới có nhiệt độ 9,0 o C ELR bây giờ lớn hơn, bằng 1,0 o C/100 m

giảm môi tr‡ờng với các tốc độ giảm đoạn

nhiệt bão hòa v khô Các biểu đồ nhiệt

động lực học cũng rất hữu ích về ph‡ơng

diện ny Hình 1 cho một sơ đồ đơn giản

thể hiện cách lm nh‡ thế no Hình ny

so sánh ba trắc diện nhiệt độ giả định với

SALR v DALR trên một phần của một

biểu đồ nhiệt động lực học đơn giản Các

đ‡ờng thẳng đ‡ợc ghi nhãn l đoờng

thể hiện sự biến đổi nhiệt độ của một

phần tử không khí bão hòa hoặc ch‡a bão

hòa khi nó nâng lên hoặc chìm xuống Ba

trắc diện nhiệt độ giả định đ‡ợc ghi nhãn

Hình 1 Độ ổn định có thể xác định bằng cách

so sánh các trắc diện nhiệt độ với độ dốc của các đ ‡ờng đoạn nhiệt khô v ẩm Trắc diện 1

l  bất ổn định tuyệt đối, trắc diện 2 l bất ổn

định có điều kiện v  trắc diện 3 l ổn định tuyệt đối

l 1, 2 v 3 tuần tự biểu diễn tr‡ờng hợp khí quyển bất ổn định tuyệt đối (nhiệt độ giảm nhanh hơn so với DALR hay SALR),

Hình 2 Biểu đồ nhiệt động lực ho n chỉnh thể hiện các trắc diện nhiệt độ v điểm s‡ơng

tại Detroit, Michigan, ng y 27 tháng 6 năm 2002

bất ổn định có điều kiện (ELR ở giữa

DALR v SALR) v ổn định tuyệt đối

(ELR< DALR hoặc SALR)

Trong thực tế, ELR biến đổi từ bề

mặt lên trên Ví dụ, tại một mực, không

khí có thể hon ton ổn định, trong khi

tại mực khác nó có thể bất ổn định có

điều kiện hoặc tuyệt đối Các biểu đồ

nhiệt động lực học cho phép dự báo viên

theo dõi biến đổi của độ ổn định tại các

mực khác nhau một cách trực quan hơn

l tính ELR lặp đi lặp lại để đối chiếu với

các tốc độ giảm đoạn nhiệt Hình 2 biểu

diễn các trắc diện nhiệt độ v điểm s‡ơng

thám sát, vẽ trên cùng một biểu đồ nhiệt

động lực học đầy đủ gồm các đ‡ờng đoạn

nhiệt khô v ẩm Các đ‡ờng đoạn nhiệt

khô đ‡ợc vẽ liền nét (mu xanh lá cây) v

nghiêng mạnh sang trái khi đi lên trên

Những đ‡ờng gạch nối (xanh da trời) l

các đ‡ờng đoạn nhiệt ẩm Từ bề mặt đến

mực 850 mb, trắc diện nhiệt độ song song

với các đ‡ờng đoạn nhiệt khô lân cận, cho biết lớp ny gần nh‡ bất ổn định tĩnh Bên trên lớp đó l một lớp mỏng ổn định tĩnh Từ 850 đến khoảng 650 mb không khí bất ổn định có điều kiện V ngay bên trên nữa có một nghịch nhiệt rất mỏng Những biến đổi độ ổn định tại các mực khác nhau có thể có vẻ lm cho việc

sử dụng biểu đồ nhiệt động lực học thnh một thứ đáng ngại đối với dự báo viên, song tình huống ny có một số giải pháp khắc phục Các nh khí t‡ợng học chuyên nghiệp có một loạt các chỉ số bằng số đã tính cho từng băng thám sát Các chỉ số ny dựa trên các tổ hợp nhiệt độ - điểm s‡ơng tại những mực khác nhau v đ‡ợctính tự động khi băng thám sát đ‡ợc vẽ Các dự báo viên tham khảo những giá trị

đó lm chỉ dẫn xuất phát khi họ giải đoán

điều kiện ổn định sẽ ảnh h‡ởng ra sao tới xác suất thảm mây, giáng thủy hay thời tiết cực nguy hiểm

Bình l~u của một khối không khí có ELR khác nhau

Khí quyển có một xu h‡ớng mạnh muốn đ‡ợc sắp xếp lại thnh những vùng lớn chỉ khác biệt chút ít về nhiệt độ v độ ẩm theo ph‡ơng ngang Những vùng đó, gọi l các khối khí, chúng duy trì các đặc tr‡ng nhiệt độ v độ ẩm khi di chuyển từ

nơi ny đến nơi khác Khi một khối khí di chuyển tới một khu vực cụ thể v thế chỗ một khối không khí khác, ELR ban đầu tại nơi đó nh‡ờng chỗ cho ELR của khối khí mới Ví dụ, trên hình 6.11a, vị trí A có ELR lớn hơn so với vị trí B Khi khối khí trên

vị trí A di chuyển tới B, nó mang đến cho nơi đó một trắc diện nhiệt độ mới

Hình 6.11 ELR biến đổi khi một khối khí mới thay thế một khối có tốc độ giảm khác

Đ~ờng liền nét (m†u xanh lá cây) biểu diễn trắc diện nhiệt độ ban đầu của vị trí A Đ~ờng gạch nối (m†u xanh da trời) thể hiện trắc diện nhiệt độ đã thay thế cho trắc diện tr~ớc đó

Những quá trình hạn chế chuyển động thăng của không khí bất ổn định

Đến đây chúng ta đã biết rằng, một khi không khí bất ổn định bị nâng lên, nó tiếp tục nâng lên v thậm chí còn tăng tốc độ nâng Điều ny dẫn đến một câu hỏi quan trọng: cái gì lm cho không khí bất ổn định thôi không nâng lên nữa? Nếu một phần tử đang nâng lên tiếp tục nâng lên mãi mãi thì kết cục nó sẽ thoát khỏi Trái Đất, không bao giờ thấy lại đ‡ợc Nếu đủ thời gian, sự thất thoát liên tục của các phần tử không khí bất ổn định sẽ hon ton lm rỗng khí quyển Tất nhiên, khí quyển của chúng ta không vỡ tung ra khoảng không, vậy cái gì đó phải xuất hiện để dần dần chặn chuyển động thăng lại

Cơ chế phanh quan trọng nhất đối với các phần tử nâng lên l chúng nâng lên tới một lớp không khí ổn định Một nguyên nhân thứ hai đ‡ợc gọi l sự lôi cuốn.

Lớp không khí ổn định

Їờng liền nét trên hình 6.12 thể hiện một trong vô vn những trắc diện nhiệt

độ có thể tồn tại Từ bề mặt đến mực 500 m, không khí bất ổn định; bên trên 500 m

nó ổn định Nếu một phần tử không khí bị nâng lên từ bề mặt (để đơn giản, ta giả

sử nó ch‡a bão hòa), nó sẽ trở nên dễ nổi ở trong suốt 500 m d‡ới cùng Tuy nhiên, bên trên 500 m phần tử đang nâng lên bị lạnh đi nhanh hơn so với không khí xung quanh v dần dần trở thnh lạnh hơn so với xung quanh Tuy nhiên, phần tử không dừng lại hẳn ở mực 500 m, bởi vì nó vẫn còn một động l‡ợng đẩy lên trên

khá lớn Phần tử dần dần chậm lại rồi dừng lại, sau đó chìm xuống d‡ới do mật độ của nó lớn so với không khí xung quanh Sau đó phần tử có thể dao động lên, xuống tr‡ớc khi dừng lại tại một mực cân bằng no đó

Hình 6.12 Không khí bất ổn định tại một mực có thể ổn định tại mực bên trên Đ~ờng liền nét thể hiện một trắc diện nhiệt độ, trong đó không khí bất ổn định trong 500 m d~ới cùng, nh~ng

bị chặn ở trên bởi một nghịch nhiệt Một phần tử không khí ch~a bão hòa di chuyển lên trên sẽ

bị lạnh đi theo tốc độ giảm đoạn nhiệt khô DALR (đ~ờng gạch nối), mới đầu l†m cho nó nóng

v † dễ nổi so với môi tr~ờng xung quanh Sau khi đi v†o lớp nghịch nhiệt một khoảng cách n†o

đó, phần tử không khí đang nâng lên không còn nóng hơn không khí xung quanh nữa, v † chuyển động nâng lên tiếp bị chậm lại Tuy nhiên, phần tử vẫn nâng tiếp lên một khoảng cách

n †o đó, vì nó có một động năng đi lên khá lớn Vì nâng lên trong nghịch nhiệt, nó bị lạnh đi nhanh hơn so với không khí xung quanh v † trở nên đậm đặc t~ơng đối Sau khi đạt tới điểm dừng, phần tử không khí nặng chìm xuống v † dần dần dừng lại tại một mực cân bằng n†o đó

Lớp ổn định luôn luôn có mặt tại độ cao no đó để hãm chuyển động thăng? Câu trả lời l: đúng, bởi vì nếu không có gì khác, phần tử nâng lên rút cục sẽ gặp tầng bình l‡u, ở đó rất ổn định Kết quả l, ngay cả những phần tử không khí chuyển động lên nhanh nhất cũng phải dần dần chậm lại v đạt tới mực cân bằng ở bên trên đỉnh của đối l‡u quyển Mặc dù dông bão lớn có thể có tốc độ chuyển động thăng lớn đến hơn 200 km/giờ, sự nâng lên hiếm khi v‡ợt quá một kilômet d‡ới cùng hoặc đại loại nh‡ vậy trong bình l‡u quyển

Lôi cuốn

Khi nói về một phần tử không khí nâng lên, chúng ta ngụ ý về một khối l‡ợngnhỏ thực hiện những chuyển động khác với khí quyển xung quanh ở một mức độ no đó, chúng ta có thể hình dung một phần tử nh‡ thế giống nh‡ l‡ợng không khí chứa bên trong quả bóng bay Nh‡ng khác với một quả bóng bay đ‡ợc bao bọc bằng mng cao su mỏng để giữ biệt lập không khí bên trong nó, phần tử không khí không

có mng ngăn để ngăn cản nó không bị xáo trộn với không khí xung quanh Thực

tế, khi không khí nâng lên, chuyển động rối khá mạnh sẽ phát sinh, nó lm cho không khí xung quanh bị lôi cuốn vo trong phần tử Quá trình ny, gọi l sự lôi cuốn, đặc biệt quan trọng ở gần phần rìa của những đám mây đang lớn lên Sự lôi

cuốn ngăn cản sự tăng tr‡ởng của mây, vì nó đ‡a không khí ch‡a bão hòa vo phần rìa mây v do đó, lm cho một số giọt mây lỏng bị bốc hơi Sự bốc hơi tiêu dùng nhiệt l‡ợng ẩn v vì vậy, lm lạnh phần rìa của mây, lm giảm độ nổi

Không khí ổn định thái cực: nghịch nhiệt

Nh‡ vậy l, chúng ta đã đề cập tới những cơ chế lm cho không khí nâng lên v

ảnh h‡ởng của độ ổn định tới hiệu quả của các cơ chế đó Bây giờ, chúng ta cần xem xét những hình thế thái cực nhất của không khí ổn định, những hình thế liên quan

đến nghịch nhiệt

Mặc dù về trung bình thì nhiệt độ trong tầng đối l‡u giảm theo độ cao, nh‡ng

có những tình huống nảy sinh, trong đó trắc diện nhiệt độ bình th‡ờng bị đảo ng‡ợclại v nhiệt độ tăng theo độ cao Những lớp khí quyển m trong đó tình huống ny

xảy ra đ‡ợc gọi l các nghịch nhiệt Các phần tử không khí đang nâng lên đến

nghịch nhiệt gặp không khí xung quanh nóng hơn nhiều v do đó, có độ nổi âm rất lớn Các nghịch nhiệt do đó cực kỳ ổn định v cản trở sự xáo trộn thẳng đứng

Một vi quá trình khác có thể lm cho những kiểu nghịch nhiệt khác nhau phát triển Một trong những nghịch nhiệt phổ biến nhất l nghịch nhiệt bức xạ, nó

l hệ quả của sự lm lạnh bề mặt Vo những trời quang mây v ít gió hoặc không gió, bức xạ sóng di do bề mặt phát ra dễ dng thoát vo không gian Điều đó lmhạ thấp nhiệt độ bề mặt đất, đến l‡ợt mình, mặt đất lm lạnh không khí trực tiếp tiếp xúc với nó Vì không khí d‡ới thấp bị lạnh nhanh hơn không khí ở xa bên trên

bề mặt, một nghịch nhiệt sẽ phát triển tại mực mặt đất

Nếu quá trình lm lạnh đủ để hạ thấp nhiệt độ đến điểm s‡ơng, thì s‡ơng mù bức xạ hình thnh Nghịch nhiệt gắn liền với tất cả các kiểu s‡ơng mù bức xạ, nh‡ng nếu sự lm lạnh không hạ thấp nhiệt độ tới điểm s‡ơng, thì nghịch nhiệt bức xạ có thể tồn tại m không có s‡ơng mù

Các nghịch nhiệt bức xạ xuất hiện trên khắp thế giới Mặc dù chúng th‡ờngchỉ giới hạn ở các độ cao khiêm tốn bên trên bề mặt, song chúng có thể có những tác

động quan trọng đối với nông nghiệp v các hoạt động khác Chúng ta sẽ nghiên cứu hai ví dụ ở chuyên mục 6-2: Chuyên đề: Nghịch nhiệt bức xạ vu hoạt động của

con ngoời.

6-2 Chuyên đề: Nghịch nhiệt bức xạ v hoạt động con ng‡ời

Vo những đêm trời quang, lặng gió,

bức xạ sóng di phát ra từ bề mặt dễ

dng đi qua khí quyển v thoát ra ngoi

không gian Điều đó lm cho bề mặt bị

lạnh nhanh v lm lạnh không khí bên

trên nhờ truyền nhiệt Dĩ nhiên, không

khí ở cao hơn sẽ không bị lạnh đi nhanh

nh‡ không khí tiếp giáp với bề mặt v

chênh lệch nhiệt độ một số độ C có thể

thấy trong chỉ một lớp dy vi mét Vì

vậy, các nhiệt độ d‡ới điểm đóng băng có

thể tồn tại gần mặt đất, trong khi ở một

khoảng cách ngắn bên trên, nhiệt độ vẫn

giữ cao hơn mực đóng băng Tình huống

ny có những ảnh h‡ởng nghiêm trọng

đối với nông nghiệp ở miền nam n‡ớc Mỹ

Khi nhiệt độ hạ tới điểm đóng băng,

cây trồng mùa đông dễ bị tổn th‡ơng bởi

s‡ơng muối Để khắc phục vấn đề ny,

nông dân th‡ờng đặt các “máy tạo gió” ở

bên trên v‡ờn cây ăn quả, nh‡ trên hình

1a Khi nhiệt độ gần mặt đất giảm thấp

nguy hiểm, các máy ny sẽ quay để đẩy

không khí ấm từ bên trên của nghịch

nhiệt xuống mặt đất Do đó, không khí

nguy hiểm gần mặt đất đ‡ợc thay thế khi

không khí ấm hơn thổi xuống

Với các nhiệt độ thậm chí thấp hơn,

nông dân có thể kích hoạt các bình hun

đốt dầu nh‡ trên hình 1b Mặc dù phát

xạ bức xạ sóng di từ các bình hun ny

giúp ích phần no để bảo vệ cây trồng,

song tác dụng quan trọng hơn của chúng

l tạo ra đối l‡u tự do Giống nh‡ các

máy tạo gió, các bình hun tạo nên xáo

trộn không khí liên tục giữa các mực thấp

v cao hơn, nên không khí bề mặt giữ

đ‡ợc cao hơn điểm đóng băng Còn một

biện pháp khác l phun n‡ớc lên cây họ

chanh cam Khi n‡ớc đóng băng, ẩn nhiệt

đ‡ợc giải phóng, nó giữ ấm cho quả khỏi

bị đóng băng, không bị tổn th‡ơng nặng

Dĩ nhiên, vo những đêm rất lạnh, những

Hình 1 (a) Các máy tạo gió dùng trong nông nghiệp thổi không khí xuống d ‡ới những khi

có nguy cơ s ‡ơng muối để đẩy không khí ấm ở phần trên nghịch nhiệt bức xạ tới cây trồng; (b) Những khi căng thẳng hơn, ng ‡ời ta còn sử dụng các bình s ‡ởi

_

nghịch nhiệt mạnh v lạnh đến mức không ph‡ơng cách no hiệu quả Trong tr‡ờng hợp nh‡ thế, thiệt hại do s‡ơng muối có thể lm mất mùa hon ton.Các vấn đề gắn liền với lạnh đi bức xạ v nghịch nhiệt không giới hạn ở nông nghiệp Độ ổn định lớn của nghịch nhiệt

có thể cản trở chuyển động thẳng đứng, lm loãng nồng độ các chất ô nhiễm gần

bề mặt Nh‡ chúng ta sẽ thấy ở ch‡ơng

14, nghịch nhiệt bức xạ dù sao cũng không phải l một kiểu duy nhất gây nên các vấn đề chất l‡ợng không khí Dân thnh phố không lạ gì với một lớp khói mỏng vng xám gần bề mặt vo những sáng lạnh, trời trong, khi các nghịch nhiệt bức xạ hay hình thnh nhất

Các nhân tố khác với sự nguội lạnh truyền nhiệt của bề mặt cũng có thể tạo nên những nghịch nhiệt Ví dụ, khi một front lạnh hoặc nóng hiện diện, một đới chuyển tiếp phân cách các khối không khí nóng v lạnh Biên phân cách không nằm ngang, m tạo thnh một cái nêm của không khí lạnh nằm d‡ới không khí nóng hơn, nh‡ trên hình 6.13 Kích th‡ớc theo ph‡ơng ngang của những nghịch nhiệt front có thể tới hng trăm kilômet v độ cao của nghịch nhiệt tăng lên theo khoảng cách kể từ rìa phía tr‡ớc của front M‡a rơi bên trên một bề mặt rất lạnh có thể đóng thnh băng tr‡ớc khi đạt tới mặt đất (dẫn tới m‡a tuyết), hoặc rơi lên mặt

đất, dẫn đến m‡a kết băng còn nguy hiểm hơn nhiều

Hình 6.13 Nghịch nhiệt front Trắc diện nhiệt độ đ~ợc vẽ bằng đ~ờng đậm liền nét

Những nghịch nhiệt lớn hơn v quan trọng đối với khí t‡ợng học l các nghịch nhiệt giáng, gây nên do chuyển động chìm xuống của không khí (hay quá trình

giáng) Hãy nhớ lại rằng một lớp không khí sẽ bị nén v nóng lên trong quá trình chuyển động đi xuống Do bị nén, độ dy của lớp giảm, có nghĩa l đỉnh trên của lớp hạ thấp xuống một khoảng cách lớn hơn so với đáy của lớp Chuyển động giáng cng lâu thì cng lm cho nhiệt độ tăng lên nhiều hơn tại đỉnh lớp so với tại đáy v

do đó, tạo thnh một nghịch nhiệt

Hình 6.14 Nghịch nhiệt giáng hình

th †nh khi không khí chuyển động đi

xuống nh ~ng không đạt đến tận bề mặt

Chuyển động giáng phổ biến ở các rìa phía đông của những vùng áp cao lớn v

ở những vùng xuôi theo chiều gió sau các dãy núi lớn Vì không khí giáng không hạ thấp tới tận bề mặt, nên đáy của nghịch nhiệt có thể nằm ở vi trăm mét bên trên

bề mặt Kết quả l, các nghịch nhiệt giáng rất khác biệt với các nghịch nhiệt bức