Tài liệu Báo cáo đề tài: Khí quyển và hóa học khí quyển pdf

ĐẠI HỌC QUỐC GIA TP HỒ CHÍ MINH
ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN
KHOA MÔI TRƯỜNG
ĐỀ TÀI:
KHÍ QUYỂN VÀ HÓA HỌC KHÍ QUYỂN
DANH SÁCH NHÓM 9
TPHCM, ngày 09 tháng 10 năm 2009
STT HỌ TÊN MSSV
1 Lê Hữu Lợi 0717051
2 Nguyễn Văn Nam 0717064
3 Huỳnh Quốc Nghiêm 0717069
4 Nguyễn Phan Tú 0717114
5 Nguyễn Anh Tuấn 0717130
1
MỤC LỤC
2
I. KHÍ QUYỂN VÀ HÓA HỌC KHÍ QUYỂN
Khí quyển bao gồm một lớp mỏng của hỗn hợp các chất khí bao phủ bề mặt trái đất.
Ngoại trừ nước, không khí tầng khí quyển gồm có nitrogen chiếm 78.1% về thể tích,
oxygen chiếm 21%, argon chiếm 0.9% và CO
2
chiếm 0.03%. Thông thường, không khí
chứa 1-3% hơi nước về thể tích. Thêm vào đó, không khí còn chứa một lượng lớn các
chất khí có nồng độ thấp dưới mức 0.002%, bao gồm neon, helium, methane, krypton,
nitrous oxide, hydrogen, xenon, sulfur dioxide, ozone, nitrogen dioxide, ammonia và
carbon monoxide.
Khí quyển được chia thành nhiều lớp dựa trên nguyên tắc nhiệt độ. Trong đó, lớp
chiếm phần đáng kể nhất là tầng đối lưu kéo dài từ bề mặt trái đất tới độ cao khoảng 11
km, và sau đó là tầng bình lưu từ khoảng 11 km tới xấp xỉ 50 km. Nhiệt độ của tầng đối
lưu dao động từ khoảng trung bình 15
0

C ở mặt nước biển tới khoảng trung bình -56
0
C ở
ngưỡng cực đại của nó. Nhiệt độ trung bình của tầng bình lưu tăng từ -56
0
C ở ngưỡng
cực đại của tầng đối lưu tới -2
0
C ở ngưỡng cực đại của nó. Nguyên nhân của sự tăng
nhiệt độ này là do sự hấp thụ năng lượng tia tử ngoại của mặt trời bởi khí ozone (0
3
) từ
tầng bình lưu.
Nhiều khía cạnh khác nhau của hóa học môi trường về khí quyển được thảo luận ở
phần 9-14. Điểm đặc trưng quan trọng nhất của hóa học khí quyển là sự xuất hiện của các
phản ứng quang hóa, là kết quả của quá trình hấp thụ các lượng tử ánh sáng bởi các phân
tử, ký hiệu là hν. (Năng lượng, E, của một photon của ánh sáng nhìn thấy được hay ánh
sáng tử ngoại được đưa ra bởi phương trình E = hν, trong đó h là hằng số Planck còn ν là
tần số tia sáng, tỉ lệ nghịch với chiều dài bước sóng của tia sáng. Bức xạ tia tử ngoại có
tần số cao hơn ánh sáng nhìn thấy được và, vì vậy, nó càng có khả năng phá vỡ liên kết
hóa học trong các phân tử hấp thụ nó hơn). Một trong những phản ứng quang hóa quan
trọng nhất là nguyên nhân cho sự hiện diện của ozone trong tầng bình lưu, được hình
thành khi O
2
hấp thụ mạnh năng lượng bức xạ tia tử ngoại trong bước sóng khoảng 135 –
176 nanometers (nm) và khoảng 240 – 260 nm trong tầng bình lưu:
O
2
+ hν  O + O (2.3.1)
Nguyên tử oxygen được sản xuất bởi sự phân ly quang hóa của O

2
phản ứng với phân tử
oxygen để sản sinh ra ozone, O
3
,
3
O + O
2
+ M  O
3
+ M (2.3.2)
trong đó M là yếu tố thứ ba, ví dụ như là phân tử N
2
, yếu tố này hấp thụ một lượng lớn
năng lượng từ phản ứng. Ozone được hình thành rất hữu hiệu trong việc hấp thụ bức xạ
tử ngoại có chiều dài bước sóng từ 220 nm tới 330 nm, việc này là nguyên nhân làm cho
nhiệt độ quan trắc trong tầng bình lưu tăng lên. Ozone giữ vai trò như là một máy lọc quý
giá để loại bỏ bức xạ tử ngoại khỏi tia nắng mặt trời. Nếu các bức xạ này tới được bề mặt
trái đất thì nó có thể gây ra bệnh ung thư da và những tác hại khác tới các sinh vật sống.
Khí Oxide trong khí quyển
Oxide của carbon, sulfur và nitrogen là các thành phần quan trọng của khí quyển và
là các chất ô nhiễm mức độ cao. Trong đó, carbon dioxide, CO
2
, chiếm thành phần nhiều
nhất. Đây là một thành phần không khí tự nhiên, và là một chất khí cần thiết cho sự phát
triển của thực vật. Tuy nhiên, nồng độ của carbon dioxide trong không khí, hiện nay đã
vào khoảng 360 phần triệu (ppm) về thể tích, và mức độ này tiếp tục tăng khoảng 1 ppm
mỗi năm. Như đã thảo luận ở Chương 14, việc tăng lượng CO
2
trong khí quyển có thể là

nguyên nhân làm cho không khí toàn cầu ấm lên, đây chính là hiệu ứng nhà kính, dẫn tới
một hậu quả vô cùng nghiêm trọng cho bầu khí quyển toàn cầu và sự sống trên trái đất.
Mặc dù không phải là hiểm họa toàn cầu nhưng carbon monoxide, CO, có thể là một mối
đe dọa nghiêm trọng tới sức khỏe bởi vì nó ngăn cản máu vận chuyển oxygen tới các mô
trong cơ thể.
Hai chất khí ô nhiễm nghiêm trọng nhất của oxide nitrogen là nitric oxide, NO, và
nitrogen dioxide, NO
2
, gọi chung là “NO
x
”. Những khí này có khuynh hướng đi vào tầng
khí quyển như là NO, và các quá trình quang hóa trong khí quyển có thể biến đổi NO
thành NO
2
. Những phản ứng sau đó có thể dẫn đến sự hình thành muối nitrat ăn mòn hay
acid nitric, HNO
3
. NO
2
là chất khí quan trọng đặc thù trong hóa học khí quyển bởi vì sự
phân ly quang hóa của chất khí này bởi ánh sáng có bước sóng ngắn hơn 430 nm để sản
xuất ra các nguyên tử O có khả năng gây phản ứng cao. Đây chính là bước đầu tiên trong
sự hình thành sương mù quang hóa. Sulfur dioxide, SO
2
, là một sản phẩm có khả năng
gây phản ứng của quá trình đốt cháy sulfur có chứa các chất đốt như là than đá có hàm
lượng sulfur cao. Một phần của khí SO
2
này bị biến đổi trong khí quyển để trở thành acid
sulfuric, H

2
SO
4
, thường là chất đóng góp chủ yếu vào quá trình gây mưa acid.
4
Hydrocarbon và sương mù quang hóa
Hydrocarbon nhiều nhất có trong bầu khí quyển là methane, CH
4
, thoát ra dưới mặt
đất từ các nguồn như là khí đốt tự nhiên và được sản xuất bởi quá trình lên men các chất
hữu cơ. CH
4
là một trong những hydrocarbon trong không khí ít có khả năng phản ứng
nhất và được sản xuất bởi các nguồn khuếch tán, vì vậy sự tham gia của nó trong sự hình
thành các sản phẩm ô nhiễm của phản ứng quang hóa là tối thiểu. Những hydrocarbon
không khí gây ô nhiễm quan trọng nhất là những phản ứng sản xuất như là sự phát thải
khí xe hơi.Với sự có mặt của NO, trong điều kiện nghịch đảo nhiệt độ, (xem chương 11),
độ ẩm thấp, và ánh sáng mặt trời, những hydrocarbon này sản sinh ra sương mù quang
hóa không mong đợi được biểu hiện bởi sự hiện diện của các hạt vật chất tối mờ có thể
nhìn thấy được, các chất oxy hóa như ozone và các loài hữu cơ độc hại như aldehydes.
Hạt vật chất
Các hạt được kết tập từ một vài phân tử hay vài mẫu bụi có thể dễ dàng nhìn thấy
được bằng mắt thường được tìm thấy trong khí quyển và được thảo luận chi tiết ở chương
10. Một số các hạt không khí, như là muối biển được hình thành do sự bay hơi của nước
từ các giọt bụi nước biển nhỏ, là tự nhiên và thậm chí có lợi cho thành phần nước biển.
Những hạt rất nhỏ gọi là hạt nhân ngưng tụ đóng vai trò là tổ chức cho hơi nước trong khí
quyển ngưng tụ lại và rất cần thiết cho sự hình thành của các giọt mưa. Các hạt keo trong
khí quyển được gọi là sol khí. Các sol khí này được hình thành do sự nghiền nhỏ một
lượng lớn vật chất và được biết đến như là các sol khí phân tán, trong khi các hạt được
hình thành từ các phản ứng hóa học của khí đốt là các sol khí ngưng tụ; cái sau có xu

hướng nhỏ hơn cái trước. Các hạt nhỏ hơn nhìn chung là có hại nhất vì chúng có xu
hướng phân tán ánh sáng lớn và có khả năng được hô hấp nhiều nhất (có xu hướng được
hít vào phổi).
Nhiều hạt vật chất khoáng sản trong bầu không khí ô nhiễm thường ở trạng thái là
các oxide và các hợp chất khác được tạo ra trong suốt quá trình đốt cháy các nhiên liệu
hóa thạch có hàm lượng tro cao. Các hạt nhỏ hơn của tro bay đi vào các lò đốt nhiên liệu
và được thu thập hiệu quả trong một hệ thống ống khói được trang bị tốt. Tuy nhiên, một
số tro bay cũng thoát ra khỏi ống khói và đi vào trong khí quyển. Không may, những tro
5
bay này thường có xu hướng phát triển thành các hạt nhỏ và như vậy sẽ gây ảnh hưởng
nặng tới sức khỏe con người, thực vật và tầm nhìn.
II. TẦM QUAN TRỌNG CỦA KHÍ QUYỂN
Khí quyển là một lớp bảo vệ nuôi dưỡng toàn bộ sự sống trên trái đất và bảo vệ sự
sống khỏi môi trường thù địch ở ngoài không gian. Khí quyển là nguồn gốc của CO
2
cho
sự quang hợp của cây xanh và của O
2
cho hô hấp. Nó cung cấp nitrogen có khả năng làm
đông lại các vi khuẩn và sản xuất ra ammonia được thực vật sử dụng để sản xuất ra nước
liên kết hóa học nitrogen, một thành phần cần thiết cho các phân tử sống. Như là một
phần cơ bản của chu trình thủy văn (hình 3.1), khí quyển vận chuyển nước từ các đại
dương vào trong đất liền, do đó nó đóng vai trò như là bộ ngưng tụ trong một thiết bị
chưng cất lớn sử dụng năng lượng mặt trời. Không may là khí quyển cũng được sử dụng
như là một khu đất thải rác của nhiều nguyên liệu gây ô nhiễm – từ SO
2
cho tới khí Freon
đông lạnh – một thực tế gây nhiều thiệt hại tới thảm thực vật và cơ thể sinh vật, rút ngắn
tuổi thọ con người, và làm thay đổi các đặc tính của chính bầu khí quyển.
Trong vai trò quan trọng như là một tấm khiên bảo vệ của mình, bầu khí quyển hấp

thụ hầu hết các tia vũ trụ từ ngoài không gian và bảo vệ các loài sinh vật khỏi tác động
của các tia này. Nó cũng hấp thụ phần lớn các bức xạ điện từ mặt trời, cho phép truyền tải
một lượng đáng kể bức xạ chỉ trong vùng 300 - 2500 nm (gần tia cực tím, có thể nhìn
thấy và gần tia hồng ngoại) và 0.01 - 40 m (sóng vô tuyến). Bằng cách hấp thụ bức xạ
điện từ có bước sóng dưới 300 nm, khí quyển lọc ra khỏi không khí các bức xạ cực tím
nguy hiểm có khả năng gây tổn hại nghiêm trọng tới các sinh vật sống. Thêm vào đó, vì
nó hút lại nhiều các bức xạ hồng ngoại có khả năng hấp thụ năng lượng mặt trời lại được
phát thải vào không gian, bầu khí quyển ổn định nhiệt độ của trái đất, ngăn ngừa cực trị
nhiệt độ khủng khiếp xảy ra trên hành tinh và mặt trăng thiếu không khí đáng kể.
III. TÍNH CHẤT VẬT LÝ CỦA KHÍ QUYỂN
Khoa học khí quyển giải thích về sự chuyển động của khối khí trong khí quyển, sự
cân bằng nhiệt độ không khí, và thành phần hóa học của không khí và các phản ứng. Để
hiểu được hóa học khí quyển và ô nhiễm không khí, điều quan trọng là phải có một sự
6
đánh giá tổng thể về bầu khí quyển, thành phần của nó và tính chất vật lý như đã được
thảo luận ở đầu chương này.
Thành phần của khí quyển
Không khí trong khoảng vài km từ mặt đất đến đường chân trời bao gồm hai thành
phần chính là:
Nitrogen, 78.08% (về thể tích) Oxygen, 20.95%
và hai thành phần phụ là:
Argon, 0.934% Carbon dioxide, 0.036%
trong thành phần của argon, còn có thêm bốn khí hiếm nữa:
Neon, 1.818 x 10
-3
% Helium, 5.24 x 10
-4
%
Krypton, 1.14 x 10
-4

% Xenon, 8.7 x 10
-6
%
và khí pha loãng như quy định trong bảng 9.1. Không khí trong khí quyển có thể còn
chứa từ 0.1–5% nước về thể tích, với mức bình thường từ 1–3%.
Khí % thể tích Nguồn phát sinh Quá trình đưa vào
bầu khí quyển
CH
4
1.6 x 10
-4
Sinh vật Quang hóa
7
CO
N
2
O
NO
X
HNO
3
NH
3
H
2
H
2
O
2
HO

HO
2
H
2
CO
CS
2
OCS
SO
2
CCl
2
F
2
H
3
CCCl
3
~1.2 x 10
-5
3 x 10
-5
10
-10
-10
-6
10
-9
-10
-7

10
-8
-10
-7
5 x 10
-5
10
-8
-10
-6
10
-13
-10
-10
10
-11
-10
-9
10
-8
-10
-7
10
-9
-10
-8
10
-8
~2 x 10
-8

2.8 x 10
-5
~10
-8
Quang hóa, con
người
Sinh vật
Quang hóa , ánh
sang, con người
Quang hóa
Sinh vật
Sinh vật , quang hóa
Quang hóa
Quang hóa
Quang hóa
Quang hóa
Con người, sinh vật
Con người, sinh vật,
quang hóa
Con người , quang
hóa, núi lửa
Con người
Con người
Quang hóa
Quang hóa
Quang hóa
Quang hóa
Quang hóa
Quang hóa
Quang hóa

Quang hóa
Quang hóa
Quang hóa
Quang hóa
Quang hóa
Quang hóa
(Bảng 9.1. Các khí pha loãng trong không khí khô nằm gần mặt đất)
Sự biến thiên áp suất và mật độ theo độ cao
Như bất cứ ai đã có kinh nghiệm với độ cao này cũng biết, mật độ khí quyển giảm
mạnh với độ cao ngày càng tăng do hệ quả của các định luật chất khí và trọng lực. Hơn
8
99% tổng khối lượng của khí quyển nằm trong vòng khoảng 30 km (khoảng 20 dặm) từ
bề mặt trái đất. So với đường kính của trái đất thì độ cao này là vô cùng nhỏ bé, do đó
đây không là phải một sự phóng đại khi mô tả đặc điểm của bầu khí quyển như là một lớp
bảo vệ “lụa mỏng”. Mặc dù tổng khối lượng của bầu không khí toàn cầu là vô cùng lớn,
khoảng 5.14 x 10
15
tấn, tuy nhiên nó vẫn chỉ bằng một phần triệu tổng khối lượng của trái
đất.
Thực tế là việc giảm áp suất khí quyển theo hàm mũ của độ cao phần lớn là xác định
các đặc tính của khí quyển. Lý tưởng là khi không có sự tham gia của các khí hỗn tạp và
ở nhiệt độ tuyệt đối không đổi, T, áp suất ở bất kỳ độ cao nào, P
h
, sẽ được cho dưới dạng
hàm mũ,
P
h
= P
0
e

-Mgh/RT
(9.3.1)
trong đó P
0
là áp suất ở độ cao bằng không (mặt nước biển); M là khối lượng mol trung
bình của không khí (28.97 g/mol trong tầng đối lưu); g là gia tốc của trọng lực (981 cm/s
2
ở mặt nước biển); h là độ cao so với mặt nước biển đơn vị là cm; và R là hằng số khí
(8.314 x 10
7
erg x deg
-1
x mol
-1
). Các đơn vị này được đưa ra trong hệ thống cgs (cm-g-
sec) để cho thống nhất; độ cao có thể chuyển đổi sang m hoặc km cho phù hợp.
Yếu tố RT/Mg được định nghĩa là thang đo chiều cao, đại diện cho sự gia tăng độ
cao khi giảm áp suất với hàm mũ e
-1
. Ở nhiệt độ trung bình của mặt nước biển là 288
0
K,
thang đo chiều cao là 8 x 10
5
cm hoặc 8 km; ở độ cao 8 km, áp suất chỉ vào khoảng 39%
ở mực nước biển.
Sự chuyển đổi của phương trình 9.2.1 sang dạng logarit (cơ số 10) và h sang km
được cho bởi biểu thức sau
Log P
h

= Log P
0
-
RT
xMgh
303.2
10
5
(9.3.2)
và nếu áp suất của mặt nước biển chính xác bằng 1 atm thì sẽ được biểu thức sau:
Log P
h
= -
RT
xMgh
303.2
10
5
(9.3.3)
Đồ thị của P
h
và nhiệt độ tỷ lệ nghịch với độ cao được biểu diễn bằng hình 9.1. Đồ
thị của P
h
là phi tuyến tính bởi vì sự biến thiên phát sinh từ sự biến thiên phi tuyến tính về
nhiệt độ với độ cao sẽ được thảo luận sau trong phần này và trong sự pha trộn của các
khối khí.
9
Các đặc tính của khí quyển rất khác nhau theo độ cao, thời gian (mùa), vị trí (vĩ độ),
và thậm chí là hoạt động năng lượng mặt trời. Cực trị của nhiệt độ và áp suất được minh

họa trong hình 9.1. Ở độ cao rất cao, các dạng thường phản ứng như là nguyên tử oxygen,
O, tồn tại trong một thời gian dài. Hiện tượng đó xảy ra bởi vì áp suất sẽ rất thấp ở những
độ cao như vậy là các dạng phản ứng sẽ đi một quãng đường khá xa trước khi nó va chạm
với một chất phản ứng tiềm tàng – quãng đường tự do trung bình của nó – là khá cao.
Một hạt với quãng đường tự do trung bình khoảng i x 10-6 cm ở mặt nước biển có quãng
đường tự do trung bình lớn hơn rất nhiều so với 1 x 10-6 ở độ cao khoảng 500 km, nơi
mà áp suất thấp hơn nhiều lần.
Hình 9.1. Biến đổi của áp suất (đường đậm) và nhiệt độ (đường gạch) với độ cao.
Sự phân tầng của khí quyển
Khí quyển được phân tầng dựa trên mối quan hệ cơ bản của nhiệt độ và mật độ
không khí do sự ảnh hưởng giữa những quy trình vật lí và quang hóa trong không khí.
10
Đới thấp nhất của khí quyển kéo dài từ mực nước biển đến đến độ cao từ 10-16 km
là tầng đối lưu, tiêu biểu bởi cấu tạo đồng nhất thông thường của không khí là sự giảm
nhiệt độ với sự tăng độ cao mà nhiệt độ thấp nhất là âm 56
0
C. Cấu tạo đồng nhất của tầng
đối lưu là kết quả của sự hòa hợp không thay đổi của vòng tuần hoàn không khí. Tuy
nhiên, hàm lượng bốc hơi nước của tầng đối lưu là một biến số, bởi vì sự tạo thành mây,
mưa và sự bốc hơi của nước chủ yếu từ nước dưới đất.
Nhiệt độ rất lạnh của vùng đỉnh tầng đối lưu là nơi ngưng tụ hơi nước thành băng
đến nỗi nó không thể vươn cao hơn nơi nó sẽ bị quang li bởi sự hoạt động mãnh liệt của
sự phát xạ các tia cực tím năng lượng cao. Nếu điều này xảy ra, khí hydro được tạo ra sẽ
thoát khí quyển của trái đất và biến mất (phần lớn khí hydro và khí heli được tạo ra hiện
nay trong bầu khí quyển trái đất bị mất theo cách này).
Hình 9.2. Sự phân tầng của khí quyển.
Lớp khí quyển đối lập ở ngay trên tầng đối lưu là tầng bình lưu, nơi mà nhiệt độ tăng
lên cao nhất là -2
0
C với sự gia tăng độ cao. Đây là tầng có sự góp mặt của ozone, O

3
,
11
nồng độ trung bình khoảng 10 ppm. Sự tăng nhiệt độ của tầng này là do sự thu hút năng
lượng tử ngoại của ozone, hiện tượng được thảo luận sau chương này.
Sự không có mặt của hình thái thu hút bức xạ ở tầng trung lưu ngay trên tầng đối lưu
gây ra kết quả là sự giảm nhiệt độ một cách nhanh chóng đến -92
0
C ở độ cao khoảng 85
km. Phía trên tầng trung lưu được gọi là tầng ngoại khí quyển tạo thành từ những phân tử
hay ion có thể bị rò rỉ ra ngoài khí quyển. kéo dài ra xa hơn nữa là thượng tầng khí quyển,
nơi này hiếm có không khí và nhiệt độ có thể tăng cao tới 1200
0
C do sự thu hút rất nhiều
bức xạ có bước sóng xấp xỉ 200 nm do hình thái khí của tầng này.
IV. VẬN CHUYỂN NĂNG LƯỢNG TRONG KHÍ QUYỂN
Tính chất vật lí và hóa học đặc trưng của khí quyển và cán cân nhiệt tới hạn của trái
đất được xác định bởi tiến trình vận chuyển khối không khí và năng lượng trong khí
quyển. Quá trình vận chuyển năng lượng được biểu diễn trong mặt cắt vận chuyển khối
trong mục 9.4.
Sự xâm nhập của nặng lượng mặt trời có phạm vi trong vùng nhìn thấy của quang
phổ. Những bức xạ có bước sóng ngắn hơn bước sóng của tia màu xanh da trời bị phân
12
tán bởi các hạt bụi và các phân tử trong khí quyển, điều này giải thích tại sao bầu trời có
màu xanh khi được nhìn. Tương tự ánh sáng được truyền qua sẽ bị khí quyển phân tán
thành màu đỏ, đặc biệt lúc mặt trời mọc và lặn. Dòng chảy của năng lượng mặt trời
xuyên qua khí quyển là rất khổng lồ, khoảng 1.34 x 10
3
watts trên một m
2

(19,2 kcal/phút
trên một m
2
) vuông góc với ánh sáng mặt trời ở đỉnh khí quyển. Giá trị này gọi là hằng số
mặt trời. Nếu toàn bộ năng lượng này chiếu thẳng xuống mặt đất, hành tinh sẽ đã bốc hơi
trước đây rất lâu. Những nhân tố phức tạp được bao hàm trong việc bảo vệ cán cân nhiệt
của trái đất trong giới hạn rất hẹp là quyết định để giữ lại những trạng thái của khí hậu sẽ
ủng hộ mức độ hiện tại của cuộc sống trên trái đất. Những sự thay đổi lớn của khí hậu, là
do trong kỉ băng hà trong một vài giai đoạn, hay điều kiện nhiệt đới trong những giai
đoạn khác được gây ra bởi sự biến đổi của một vài độ trong nhiệt độ trung bình. Hiện
tượng khí hậu rõ rệt trong lịch sử được gây ra bởi nhiều sự thay đổi nhỏ của nhiệt độ
trung bình. Cơ chế cái mà sự thay đổi nhiệt độ trung bình của trái đất trong phạm vi nhỏ
hẹp trong hiện tại của nó là phức tạp và không được hiểu một cách hoàn thiện, nhưng
những điểm đặc trưng của nó được giải thích ở đây.
Hình 9.3. Thông lượng năng lượng mặt trời từ mặt trời tới trái đất là 1.34 x 10
3
watt/m
2
.
Về một nửa lượng năng lượng mặt trời thâm nhập vào trong khí quyển sẽ chiếu
thẳng xuống bề mặt trái đất rồi hoặc một cách trực tiếp hoặc bị phân tán bởi mây, không
13
khí, hạt bụi nhỏ. Một nửa còn lại của bức xạ thì hoặc phản xạ trực tiếp lại mặt đất hoặc bị
hấp thụ vào khí quyển, và năng lượng của nó trở lại không gian tại thời điểm sau đó như
bức xạ hồng ngoại. Hầu hết năng lượng mặt trời xâm nhập vào bề mặt bị hấp thụ và phản
xạ vào trong không gian nằm trong trật tự của cán cân nhiệt. Thêm vào đó, một lượng
nhỏ năng lượng mặt trời (khoảng 1% từ mặt trời) chiếu xuống trái đất bởi tiến trình đối
lưu và dẫn nhiệt từ lớp phủ nóng của trái đất, và cái này cũng vậy, bị mất đi.
Vận chuyển năng lượng, quyết định sự tái phát xạ cuối cùng của năng lượng từ trái
đất, được thực hiện bởi ba cơ chế chính. Đó là độ truyền dẫn, sự đối lưu, và bức xạ. Sự

truyền dẫn năng lượng xảy ra thông qua sự tương tác giữa các nguyên tử hoặc phân tử
liền kề mà không có sự chuyển động lớn của vật chất và là một phương tiện chuyển giao
năng lượng trong bầu khí quyển tương đối chậm. Sự đối lưu liên quan đến sự chuyển
động của toàn bộ khối khí, mà có thể là tương đối nóng hoặc lạnh. Đây là cơ chế biến đổi
nhiệt độ đột ngột xảy ra khi di chuyển một khối khí lớn trên một khu vực. Cũng như sự
truyền nhiệt do động năng của các phân tử, đối lưu mang nhiệt tiềm ẩn ở dạng hơi nước
mà nó giải phóng nhiệt khi ngưng tụ. Một phần đáng kể của nhiệt độ bề mặt trái đất được
vận chuyển đến các đám mây trong không khí bằng cách truyền dẫn và đối lưu trước khi
bị tổn hao bởi bức xạ.
Bức xạ năng lượng trong bầu khí quyển trái đất xảy ra thông qua bức xạ điện từ ở
vùng hồng ngoại của quang phổ. Bức xạ điện từ là cách duy nhất mà trong đó năng lượng
được truyền qua chân không, do đó, nó là phương tiện mà tất cả các năng lượng phải mất
từ hành tinh để duy trì sự cân bằng nhiệt của nó là cuối cùng trở về không gian. Các bức
xạ điện từ đem năng lượng đi xa khỏi trái đất có bước sóng dài hơn nhiều so với ánh sáng
mặt trời đem năng lượng lại cho trái đất. Đây là một yếu tố quan trọng trong việc duy trì
sự cân bằng nhiệt của trái đất, và là một yếu tố dễ bị ảnh hưởng đảo lộn bởi các hoạt động
của con người. Cường độ tối đa của bức xạ đến là 0.5 µm (500 nm) ở trong vùng nhìn
thấy được, cơ bản không nằm ngoài khoảng từ 0.2 µm tới 3 µm. Giới hạn này bao gồm
toàn bộ khu vực có thể nhìn thấy được và những phần nhỏ của tia cực tím và hồng ngoại
liền kề với nó. Bức xạ tới nằm trong vùng hồng ngoại, với cường độ tối đa khoảng 10
µm, chủ yếu nằm giữa khoảng 2 µm và 40 µm. Vì vậy trái đất mất năng lượng bởi bức xạ
điện từ của một bức xạ có bước sóng dài hơn (năng lượng thấp hơn trên mỗi photon) so
với bức xạ mà nó nhận năng lượng.
14
Nguồn bức xạ của trái đất
Nguồn bức xạ của trái đất được minh họa trong hình 9.4. Nhiệt độ trung bình bề mặt
được duy trì ở một trạng thái tương đối dễ chịu là 15
0
C bởi vì hiệu ứng nhà kính trong khí
quyển mà trong đó hơi nước và CO

2
, ở một mức độ thấp hơn, sẽ hấp thụ ngược lại nhiều
bức xạ tới và bức xạ lại khoảng một nửa năng lượng bức xạ đó trở lại mặt đất. Đây không
phải là trường hợp thông thường, nhiệt độ trung bình của bề mặt có thể khoảng -18
0
C.
Hầu hết sự hấp thụ bức xạ hồng ngoại được thực hiện bởi các phân tử nước trong khí
quyển. Sự hấp thụ sẽ yếu ở trong các vùng 7 – 8.5 µm và 11 – 14 µm, và không tồn tại
trong khoảng 8.5 - 11 µm, để lại một cái “hố” trên quang phổ hấp thụ bức xạ hồng ngoại
mà bức xạ có thể thoát ra. CO
2
, mặc dù hiện diện ở nồng độ thấp hơn nhiều so với hơi
nước, nhưng lại hấp thụ mạnh trong khoảng 12 µm và 16.3 µm, và đóng vai trò chủ đạo
trong việc duy trì cân bằng nhiệt. Có một điều đáng lo ngại là sự gia tăng nồng độ CO
2
trong khí quyển có thể ngăn chặn việc mất năng lượng đủ để gây ra sự gia tăng có hại
nhiệt độ của trái đất. Hiện tượng này, được thảo luận chi tiết hơn trong mục 9.11 và
chương 14, thường được gọi là hiệu ứng nhà kính và có thể xảy ra do nồng độ CO
2
cao
được gây ra bởi việc sử dụng nhiều nhiên liệu hóa thạch và phá hủy số lượng lớn các khu
rừng.
Hình 9.4. Nguồn bức xạ của trái đất thể hiện trên cơ sở các phần của 1340 watts/m2 theo
thông lượng năng lượng mặt trời.
15
Một khía cạnh quan trọng của bức xạ mặt trời mà khi nó gặp bề mặt trái đất là tỷ lệ
phần trăm phản xạ từ bề mặt, được mô tả như là suất phân chiếu. Suất phân chiếu rất
quan trọng trong việc xác định sự cân bằng nhiệt của trái đất mà trong đó sự hấp thụ bức
xạ sẽ làm nóng bề mặt, và phản xạ bức xạ thì không. Suất phân chiếu biến thiên với bề
mặt. Ở hai thái cực, tuyết vừa mới rơi có suất phân chiếu là 90% bởi vì nó phản xạ 9/10

bức xạ tới, trong khi đó lớp đất mặt vừa mới cày có suất phân chiếu chỉ khoảng 2.5%.
V. SỰ DI CHUYỂN KHỐI KHÍ, KHÍ TƯỢNG THỦY VĂN VÀ THỜI
TIẾT
Khí tượng thủy văn là môn khoa học về các hiện tượng khí quyển, bao gồm các
nghiên cứu về sự chuyển động của khối khí cũng như các năng lượng vật lý trong khí
quyển – nhiệt độ, gió, và sự chuyển hóa của nước, chủ yếu là từ thể lỏng sang thể hơi
hoặc ngược lại. Các hiện tượng khí tượng sẽ ảnh hưởng đến các tính chất hóa học của khí
quyển. Ví dụ, trước khi việc kiểm soát khí thải hiện đại có hiệu lực, các hiện tượng khí
tượng xác định trạm phát điện nào thải khí có pha thêm SO
2
được phân tán trong không
khí với ít ảnh hưởng trực tiếp tới sức khỏe con người, hoặc được ổn định như là một lớp
phủ hóa học ở các vùng lân cận của trạm phát điện. Los Angeles có được phần lớn khả
năng cảm biến của nó cho khói vào khí tượng của các lưu vực Los Angeles, mà tại đó
chúng giữ các hydrocarbon và nitrogen dioxide đủ lâu để có thể làm cạn kiệt các chất hóa
học nguy hiểm ứ đọng dưới các tia mặt trời cường độ cao. Những thay đổi trạng thái ngắn
hạn trong bầu khí quyển tạo thành thời tiết. Thời tiết được xác định từ bảy yếu tố: nhiệt
độ, mây, gió, độ ẩm, tầm nhìn ngang (như là bị ảnh hưởng bởi sương mù), loại và lượng
mưa, và áp suất không khí. Tất cả những yếu tố này có liên quan chặt chẽ với nhau.
Những thay đổi dài hạn và các xu hướng trong một khu vực địa lý cụ thể trong các yếu tố
trên bao gồm thời tiết được miêu tả là khí hậu, một thuật ngữ được định nghĩa và thảo
luận ở mục 9.6.
Năng lượng nước trong khí quyển và dịch chuyển khối
Các động lực đằng sau thời tiết và khí hậu là việc phân phối và tái bức xạ năng lượng
mặt trời vào không gian. Một phần lớn năng lượng mặt trời được chuyển đổi thành nhiệt
16
tiềm ẩn bằng cách bốc hơi nước vào khí quyển. Khi nước ngưng tụ từ không khí trong khí
quyển, một lượng lớn nhiệt sẽ được giải phóng. Đây là một phương pháp đặc biệt cho
việc vận chuyển năng lượng từ đại dương lên đất liền. Năng lượng mặt trời chiếu xuống
đại dương sẽ được chuyển đổi thành nhiệt tiềm ẩn bằng cách bốc hơi nước, sau đó hơi

nước sẽ di chuyển vào trong lục địa, nơi nó ngưng tụ. Nhiệt tiềm ẩn sẽ được giải phóng
khi sự ngưng tụ nước làm nóng khu vực đất xung quanh.
Nước trong khí quyển có thể hiện diện dưới dạng rắn, lỏng, hoặc khí. Dung tích hơi
nước của không khí có thể được diễn tả như là độ ẩm. Độ ẩm tương đối, được diễn tả như
là một tỷ lệ phần trăm, mô tả lượng hơi nước trong không khí như là tỷ lệ của một lượng
tối đa hơi nước mà không khí có thể chứa được tại nhiệt độ đó. Không khí có độ ẩm nhất
định có thể trải qua bất kỳ một quy trình nào để đạt tới điểm bão hòa mà tại đó hơi nước
ngưng tụ ở dạng mưa hay tuyết. Để cho sự ngưng tụ xảy ra, không khí phải trở nên mát
và hạ nhiệt xuống một nhiệt độ nhất định gọi là điểm sương, và hạt nhân ngưng tự sẽ xuất
hiện. Các hạt nhân là những chất hút ẩm như muối, các giọt acid sulfuric, và một số các
chất hữu cơ, bao gồm cả các tế bào vi khuẩn. Ô nhiễm không khí trong vài hình thức
cũng là một nguồn quan trọng của các hạt nhân ngưng kết.
Hơi nước trong không khí hiện diện phần lớn trong những đám mây. Những đám
mây thường do hơi nước bốc lên tạo thành do quá trình đoãn nhiệt làm không khí mát đi
có thể không đông tụ thành hạt rơi xuống và từ nước có rất nhiều những giọt sương. Mây
có thể được phân loại thành ba loại chủ yếu. Mây ti nằm ở độ cao vô cùng cao và có hình
dạng như hình lông chim mỏng. Mây tích là những khối mây rời rạc có hình dạng mặt
phẳng và thường gập ghềnh ở mặt cấu trúc phía trên. Mây tầng xuất hiện dưới dạng một
tấm phủ lớn và có thể bao trùm toàn bộ phần bầu trời có thể nhìn thấy được và có thể
khiến cho bầu trời trở nên u ám. Những đám mây còn có chức năng quan trọng là thu và
truyền sóng trong radio. Sự hình thành các đám mây bị ảnh hưởng bởi các sản phẩm của
các hoạt động của con người, đặc biệt là các hạt vật chất ô nhiễm và phát thải các khí
chảy rữa như là SO
2
và HCl.
Sự hình thành mưa từ rất nhiều những giọt nước nhỏ bao gồm cả mây là một quá
trình phức tạp và quan trọng. Các giọt mây thường mất hơn khoảng một phút để hình
thành bằng cách ngưng tụ. Đường kính của các giọt mây trung bình vào khoảng 0.04 mm
và không vượt quá 0.2 mm. Giọt mưa có đường kính khoảng từ 0.5 – 4 mm. Quá trình
17

ngưng tụ không hình thành các hạt đủ lớn để rơi xuống thành mưa (mưa, tuyết, mưa đá,
mưa tuyết). Các hạt ngưng tụ nhỏ phải va chạm và liên kết với nhau để hình thành các hạt
có kích thước bằng hạt mưa. Khi các giọt đạt tới ngưỡng đường kính khoảng 0.04 mm,
chúng sẽ phát triển nhanh hơn bằng cách liên kết với các hạt khác hơn là do ngưng tụ hơi
nước.
Vòng tuần hoàn nước.
Khối không khí
Các khối khí riêng biệt là điểm đặc trưng chính của tầng đối lưu. Các khối khí này
được thống nhất và đồng nhất theo chiều ngang. Nhiệt độ và dung tích hơi nước của
chúng đều đồng nhất. Những đặc tính này được xác định bởi bản chất của bề mặt với một
khối không khí lớn ở bên trên. Khối không khí địa cực hình thành trên những vùng đất
lạnh, khối không khí hải cực hình thành trên các đại dương vùng cực. Khối khí có nguồn
gốc ở vùng nhiệt đới có thể được phân loại tương tự như khối nhiệt đới lục địa hoặc khối
khí nhiệt đới trên biển. Sự chuyển động của khối khí và các điều kiện bên trong chúng có
thể có ảnh hưởng quan trọng đến các phản ứng gây ô nhiễm, các tác động và sự phân tán.
Năng lượng mặt trời được trái đất hấp thu được phân phối trở lại chủ yếu do sự
chuyển động của các khối khí khổng lồ với áp suất, nhiệt độ và độ ẩm khác nhau chứa
đựng bằng các ranh giới gọi là "front". Sự di chuyển theo chiều ngang của không khí gọi
18
là gió, trong khi không khí chuyển động theo chiều dọc được gọi là một dòng không khí.
Sự di chuyển liên tục của không khí với các hoạt động và sự phản xạ theo những quy luật
chủ yếu những tính chất của khí. Trước hết, không khí sẽ di chuyển theo chiều ngang và
chiều dọc từ những vùng có áp suất cao xuống những vùng có áp suất thấp. Thêm vào đó
sự giản nỡ của khí là nguyên nhân làm mát mẻ, trong khi nén lại làm nóng lên. Khối
không khí ấm có xu hướng di chuyển từ bề mặt trái đất lên nơi cao hơn, có áp suất thấp
hơn; khi đó nó sẽ giản nở đoạn nhiệt (nghĩa là không trao đổi năng lượng với môi trường
xung quanh) và trở nên mát hơn. Nếu không có sự ngưng tụ hơi ẩm từ không khí, tác
dụng làm mát sẽ vào khoảng 10
0
C trên 1000 m độ cao, được gọi là tỷ lệ giảm đoạn nhiệt

khô. Một khối không khí lạnh ở vùng cao hơn thì gây tác động ngược lại, nó sẽ hạ thấp
xuống thấp và trở nên ấm hơn khoảng 10
0
C/1000 m. Tuy nhiên, thường khi có độ ẩm
trong không khí tăng đủ cao thì nước ngưng tụ từ nó và giải phóng nhiệt tiềm ẩn. Nhiệt
này sẽ chống lại tác dụng làm mát của sự giản nở không khí, tạo ra tỷ lệ giảm đoạn nhiệt
ẩm vào khoảng 6
0
C/1000 m. Phần không khí sẽ không nổi lên và rơi, hoặc thậm chí di
chuyển nhiều hơn theo chiều ngang một cách hoàn toàn thống nhất, nhưng sự triển khai
dòng xoáy, luồng và sự chuyển động không đồng đều.
Các khối không khí ở Bắc Mỹ.
19
Như đã nêu ở trên, gió là không khí di chuyển theo chiều ngang, trong khi dòng
không khí được tạo ra bởi không khí di chuyển lên hoặc xuống. Gió xảy ra do sự khác
biệt về áp suất không khí từ vùng áp cao đến vùng áp thấp. Dòng không khí đối lưu phần
lớn được hình thành bằng cách nung nóng các khối không khí. Có nghĩa là khối không
khí gần mặt đất ấm lên, trở nên nhẹ hơn và do đó sẽ bay lên và được thay thế bởi không
khí lạnh và dày đặc hơn. Gió và các dòng không khí có liên quan nhiều đến các hiện
tượng ô nhiễm không khí. Gió sẽ mang và phân tán các chất ô nhiễm không khí. Trong
một số trường hợp sự vắng mặt của gió có thể kích hoạt để thu thập các chất ô nhiễm
trong khu vực và trải qua một quá trình lâu dài dẫn đến chất ô nhiễm ngày càng nhiều.
Hướng gió thịnh hành là một yếu tố quan trọng trong việc xác định các khu vực bị ảnh
hưởng nhiều nhất bởi nguồn ô nhiễm không khí. Gió là điều kiện quan trọng tạo ra nguồn
năng lượng tái tạo (xem chương 18). Thêm vào đó gió đóng vai trò quan trọng trong việc
vận chuyển các mầm móng của sự sống bằng cách phân tán bào tử, hạt và các sinh vật,
như nhện.
Ảnh hưởng của địa hình
Địa hình, cấu tạo bề mặt và các đặc tính bề mặt của trái đất có ảnh hưởng mạnh mẽ
đến gió và dòng không khí. Việc sưởi ấm và làm mát bề mặt của đất và thành phần của

nước có thể gây ra gió đối lưu địa phương, bao gồm cả các bề mặt đất và gió biển vào các
thời điểm khác nhau trong ngày dọc theo bờ biển, cũng như làn gió kết hợp với các thành
phần rộng lớn của nước nội địa. Địa hình núi gây ra gió bản địa hóa phức tạp và có thể
thay đổi. Các khối không khí trong các thung lũng núi nóng lên trong ngày gây ra gió núi
thung lũng và mát vào ban đêm gây ra gió thung lũng núi. Gió núi thung lũng là gió trên
các ngọ sườn núi ở các vùng miền núi. Các thành phần của gió và khối không khí núi và
biển thường khác nhau và gió biển có thể bị chặn lại , đặc biệt là khi điều kiện nhiệt độ
xảy ra đảo ngược.
Sự di chuyển của các khối không khí
Về cơ bản, thời tiết là kết quả của sự ảnh hưởng tương tác của sự phản xạ lại năng
lượng mặt trời, chuyển động ngang và dọc của các khối khí với dung tích độ ẩm thay đổi,
và sự bay hơi và ngưng tụ của nước, đi kèm với sự hấp thụ và phát tán nhiệt độ. Để hiểu
20
được các yếu tố ảnh hưởng tới thời tiết và khí hậu như thế nào, trước tiên hãy xem xét
chu trình minh họa trong hình 9.5. Hình biểu diễn năng lượng mặt trời được nước hấp thụ
và làm cho nước bốc hơi. Khí ấm, khối hơi ẩm của không khí được sinh ra sẽ di chuyển
từ vùng áp cao xuống những vùng áp thấp và lạnh đi bởi sự giản nở bay lên gọi là cột đối
lưu không khí. Vì không khí lạnh đi, nước sẽ bắt đầu ngưng tụ và năng lượng được giải
phóng; đây là con đường chủ đạo mà năng lượng được chuyển từ mặt đất đến khu vực
cao trong khí quyển. Là kết quả của ngưng tụ của nước và mất năng lượng, không khí
được chuyển đổi từ không khí nóng ẩm tới lạnh, rồi khô. Thêm vào đó, sự chuyển động
của các phần không khí đến độ cao lớn dẫn tới kết quả trong một mức độ phát triển của
các phân tử không khí và tạo ra một vùng áp lực tương đối cao trong các tầng đối lưu ở
đỉnh cột đối lưu. Các khối không khí này lần lượt di chuyển từ vùng phía trên có áp suất
cao đến vùng có áp suất thấp, trong quá trình nó giảm bớt năng lượng, và tạo ra một khu
vực áp thấp và trở nên ấm áp, không khí khô trong tiến trình. Các khối không khí tập
trung này ở bề mặt tạo ra một vùng bề mặt áp suất cao, nơi các chu trình được mô tả như
ở trên bắt đầu. Không khí khô nóng ở bề mặt của vùng có áp lực cao tăng độ ẩm lần nữa,
hơi ẩm và chu kỳ bắt đầu trở lại.
Hình 9.5. Tuần hoàn chuyển động của các khối khí và nước; hấp thu và giải phóng

năng lượng như nhiệt tiềm ẩn trong hơi nước.
21
Khí hậu toàn cầu
Các yếu tố được thảo luận ở trên quyết định và miêu tả các chuyển động của khối khí
đều liên quan tới sự chuyển động không khí, độ ẩm, và năng lượng xảy ra trên toàn cầu.
Điểm đặc trưng trung tâm của thời tiết toàn cầu là tái phân phối lại năng lượng mặt trời
tỏa xuống trái đất không đồng đều ở các độ cao khác nhau (liên quan tới đường xích đạo
và hai cực). Ánh sáng mặt trời và thông lượng năng lượng từ nó có cường độ cao nhất tại
đường xích đạo bởi vì, trung bình trong mùa, năng lượng mặt trời bức xạ vuông góc với
bề mặt trái đất tại đường xích đạo. Với khoảng cách tăng từ đường xích đạo (cao độ cao
hơn) góc chiếu ngày càng chéo và ngày càng nhiều năng lượng trong khí quyển được hấp
thụ phải nằm ngang, để dần dần ít năng lượng nhận được trên một đơn vị diện tích bề mặt
trái đất. Kết quả cuối cùng là vùng xích đạo nhận được một phần rất lớn bức xạ mặt trời,
những vùng xa xích đạo dần dần nhận được ít hơn, và các cực nhận được một lượng bức
xạ tương đối nhỏ. Năng lượng nhiệt dư thừa ở các vùng xích đạo làm cho không khí nổi
lên. Không khí sẽ ngừng nổi lên khi nó lên tới tầng bình lưu vì trong tầng bình lưu không
khí sẽ trở nên ấm hơn với độ cao cao hơn. Vì ở xích đạo nhiệt độ cao nên không khí sẽ
nổi lên trên tầng bình lưu, nó sẽ nguội đi bằng cách giản nỡ và mất nước, sau đó lại chìm
xuống. Mẫu tuần hoàn không khí mà trong đó hiện tượng này xảy ra gọi là tế bào Hadley.
Như đã nêu trong hình 9.6, có ba nhóm chính của các tế bào này, mà kết quả sẽ rất khác
biệt ở các vùng khí hậu trên bề mặt trái đất. Không khí trong tế bào Hadley không di
chuyển thẳng về phía bắc và nam mà lại chệch hướng do sự tự quay của trái đất và do
tiếp xúc với trái đất xoay tròn; đây là hiệu ứng Coriolis, mà kết quả theo hình xoắn ốc của
mẫu tuần hoàn không khí gọi là xoáy hay xoáy nghịch, tùy thuộc vào hướng xoay. Chúng
làm cho không khí nổi lên theo những hướng khác nhau của gió, phụ thuộc vào vĩ độ.
Ranh giới giữa các khối lớn trong vòng tuần hoàn không khí thay đổi rõ rệt theo thời gian
và mùa, dẫn tới sự bất ổn định thời tiết rõ rệt.
22
Hình 9.6.Tuần hoàn không khí toàn cầu ở Bắc bán cầu.
Sự chuyển động của không khí trong tế bào Hadley kết hợp với các hiện tượng khí

quyển khác dẫn tới kết quả là trong sự phát triển của các gió xoáy lớn, theo một hướng,
có thể dịch chuyển các dòng sông không khí tới vài chục cây số về chiều sâu và vài chục
km chiều rộng. Các gió xoáy di chuyển không liên tục trong vùng đỉnh của tầng đối lưu
(xem mục 9.2), từ tây sang đông với vận tốc 200km/h (khoảng trên 100 mph); khi đó
chúng sẽ phân phối lại một lượng rất lớn không khí và có ảnh hưởng mạnh tới thời tiết.
Mẫu tuần hoàn không khí và gió được miêu tả ở trên dịch chuyển một lượng năng
lượng lớn trên một quãng đường dài trên mặt đất. Nếu hiện tượng đó không đúng cho
hiệu ứng này, các khu vực xích đạo sẽ vô cùng nóng, và các vùng gần hai cực cũng sẽ vô
cùng lạnh. Khoảng một nửa nhiệt độ sẽ được phân phối trở lại và được truyền đi như
nhiệt hợp lý bởi sự lưu thông không khí, gần 1/3 là đem theo hơi nước như nhiệt tiềm ẩn,
và khoảng 20% còn lại là do dòng hải lưu.
Các front thời tiết và bão
Như đã nêu trước đó, mặt phân giới của hai khối khí khác nhau về nhiệt độ, mật độ,
và dung tích nước được gọi là front. Một khối khí lạnh di chuyển sao cho nó thay thế
khối khí ấm được gọi là front lạnh, còn một khối khí ấm thay thế một khối khí lạnh được
23
gọi là front nóng. Vì không khí lạnh dày đặc hơn không khí nóng nên không khí trong
một khối khí lạnh của một front lạnh sẽ đẩy khối khí nóng xuống dưới. Điều này gây nên
hiện tượng ấm lên, độ ẩm không khí tăng sao cho hơi nước ngưng tụ từ nó. Sự ngưng tụ
nước sẽ giải phóng năng lượng, do đó không khí sẽ tiếp tục nổi lên. Hiệu ứng tổng cộng
có thể được hình thành từ sự hình thành của những đám mây lớn (mây tích mưa) có thể
lên tới tầng bình lưu. Những đám mây tích mưa này có thể dẫn tới những cơn mưa lớn và
thậm chí là mưa đá, và đôi khi là những cơn bão dữ dội với gió mạnh và lốc xoáy. Các
front nóng thì gây tác dụng tương tự như là các khí nóng ẩm sẽ đẩy khối khí lạnh lên trên.
Tuy nhiên, các front thường bao la hơn nhiều, và các hiệu ứng thời tiết thường ôn hòa,
thường dẫn đến mưa phùn trên diện rộng hơn là mưa bão mức độ cao.
Những cơn bão lốc xoáy, như là bão nhiệt đới, cuồng phong, là lốc xoáy được tạo ra
trong những khu vực áp suất thấp do khối không khí nóng ẩm nổi lên cao. Vì không khí
nguội đi, hơi nước ngưng tụ, và nhiệt tiềm ẩn giải phóng hơi nóng vào không khí nhiều
hơn, việc duy trì và tăng cường làm cho chuyển động của nó hướng lên trên trong khí

quyển. Không khí nổi lên từ bề mặt sẽ tạo ra một vùng áp thấp mà không khí xung quanh
sẽ di chuyển vào đó.
VI. HIỆN TƯỢNG NGHỊCH NHIỆT VÀ Ô NHIỄM KHÔNG KHÍ
Sự chuyển động phức tạp của không khí trên bề mặt trái đất là nhân tố cốt yếu trong
sự tạo thành và phân tán các hiện tượng ô nhiễm không khí. Khi chuyển động không khí
ngừng lại, sự ứ đọng có thể xảy ra do kết quả của sự tích tụ các chất ô nhiễm không khí ở
các khu vực địa phương. Mặc dù nhiệt độ không khí ở gần bề mặt trái đất giảm dần khi
độ cao tăng dần, một vài trạng thái khí quyển có thể xảy ra ngược lại – nhiệt độ tăng khi
độ cao tăng. Như vậy những trạng thái có đặc điểm như trên tại tại tầng khí quyển cố
định ở trên cao được biết như là hiện tượng nghịch nhiệt. Vì hiện tượng nghịch nhiệt hạn
chế đáng kể sự di chuyển đối lưu của lớp không khí, nên chúng sẽ dẫn tới kết quả là ứ
đọng không khí và các chất ô nhiễm không khí ở các khu vực địa phương.
Sự đảo nghịch có thể xảy ra theo nhiều cách. Bầu khí quyển có thể đảo nghịch bởi
tầng bình lưu ấm, giống như một cái phao nổi trên đỉnh tầng đối lưu. Sự đảo nghịch có
thể tạo thành từ sự va chạm của một khối khí ấm (front nóng) với một khối khí lạnh
(front lạnh). Khối khí ấm nằm trên khối khí lạnh tạo ra sự đảo nhiệt. Sự đảo nghịch bức
24
xạ xảy ra vào buổi tối gần sáng khi mặt đất và lớp không khí gần đó không còn nhận
được bức xạ mặt trời. Không khí gần mặt đất lạnh đi nhanh hơn so với không khí nằm
cao hơn trong khí quyển, khi đó vẫn còn ấm, vì vậy sẽ ít dày đặc hơn. Vả lại luồng không
khí lạnh hơn có khuynh hướng tràn tới thung lũng vào buổi tối nơi nó bị đè xuống bởi lớp
không khí ấm. Sự nghịch đảo lắng, thường đi kèm với sự đảo nghịch bức xạ, có thể trở
nên rất phổ biến. Thông thường thì các hạt bụi lơ lửng sẽ lắng xuống dưới nhưng khi xảy
ra hiện tượng nghịch nhiệt thì ngược lại không khí bị đẩy lên cao hàng trăm mét tính từ
mặt đất do áp suất dưới thấp cao hơn áp suất phía trên vào buổi sáng. Gió nghịch biển,
được tạo ra trong suốt những tháng mùa hè, khi luồng không khí mát mẻ chứa đầy hơi
nước của đại dương thổi từ bờ biển vào sâu trong lục địa.
Như đã nêu ở trên, các hiện tượng đảo nghịch đóng góp đáng kể trong việc tích tụ
không khí ô nhiễm, như đã nói trong hình 9.7, vì chúng ngăn chặn luồng không khí ô
nhiễm đi vào trong khí quyển, kết quả là chúng giữ chất ô nhiễm lại trong một khu vực.

Chúng không chỉ ngăn chặn các chất ô nhiễm thoát ra, chúng còn tích lũy thêm chất ô
nhiễm. Không những vậy, trong trường hợp các chất ô nhiễm thứ cấp được hình thành
bởi các quá trình hóa học khí quyển, như là sương mù quang hóa (xem chương 13), các
chất ô nhiễm được giữ lại với nhau và vì vậy chúng sẽ phản ứng với nhau dưới ánh nắng
mặt trời và tạo ra những chất thậm chí độc hại hơn.
Hình 9.7. Minh họa của các chất ô nhiễm bị giữ lại trong hiện tượng nghịch nhiệt.
25