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

205
Chơng 6
Sự phát triển mây v các dạng mây
Tất cả chúng ta đã từng một hoặc vi lần quan tâm đặc biệt tới các đám mây.
Một số đám mây thì đẹp lạ thờng, còn một số khác thì báo trớc thời tiết khắc
nghiệt. Nhng một số ngời nhất định đang lm nhiều hơn so với thụ động quan
sát những đám mây.
Những ngoời săn bão tụ họp thnh các nhóm trong mùa thời
tiết khắc nghiệt với mục đích quan sát sự hình thnh v di chuyển của lốc xoáy.
Một số ngời săn bão l những ngời say mê thời tiết nghiệp d, còn những ngời
khác l các nh khí tợng học chuyên nghiệp với bằng cấp cao hoặc các sinh viên
đang theo đuổi nghĩa vụ học tập của mình. Nhóm sau cùng ra ngoi trời không chỉ
vì niềm đam mê đợc chứng kiến thời tiết khắc nghiệt ngay từ đầu (mặc dù ngời
ta không thể không thừa nhận rằng sự hiếu kì l phần lớn của sự theo đuổi), m
còn vì muốn có đợc thông tin quan trọng để hiểu rõ về các hiện tợng ny. Sử dụng
một tổ hợp các phơng tiện, từ công nghệ tiên tiến đến trực giác thuần túy, những
ngời 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 tợng học hiểu
đợc những bộ phận no của mây giông gây bão thờng hay tạo thnh 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 thờng xuất hiện trớc khi hình thnh lốc
xoáy khoảng từ 20 phút đến nửa giờ vì vậy có thể đa ra cảnh báo sớm cho các
nh dự báo v công chúng.
Nghề săn bão ra đời mùa xuân năm 1979 với việc tiến hnh đợt thí nghiệm về
bão môi trờng khắc nghiệt v quy mô vừa (SESAME) ở trung phần nớc Mỹ. Các
nh khoa học lm 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 đợc thực hiện trùng khớp với một trong những trận lốc xoáy dữ
dội nhất từng đổ bộ tới khu vực. Chiều ngy 10/4, một vi nhóm săn bão bên ngoi
Seymore, Texas, đã quan sát đợc một đám
mây dạng toờng, một cái vòi lớn chòi
xuống phía dới chân mây chính, nơi các lốc xoáy thờng phát triển. Howard
Bluestein, giờ đây l một trong các chuyên gia hng đầu về vấn đề bão lớn, đã chụp
ảnh đợc đám mây tờng độc đáo ấy (hình 6.1). Ngay sau đó, một xoáy lốc đã xuất
hiện, khiến các nh săn bão có thể quan sát đợc từ đầu cho đến lúc nó tan rã,
khoảng 15 phút sau. Nhng sự kiện chính tiếp theo ngay sau đó. Xa xa ở phía đông
bắc, một xoáy lốc khác vừa hình thnh. Mặc dù các nhóm quan trắc đã cố gắng khỏi
lỡ mất dịp, nhng cơn bão đã xô qua họ để tiến về phía Wichita Falls. Khi những

206
ngời săn bão về tới thnh phố, họ đã mục kích sự phá hủy khủng khiếp diễn ra vi
phút trớc: 3000 ngôi nh bị phá v 42 ngời chết. Song xoáy lốc ny vẫn còn xoáy
với hết sức mạnh v di chuyển lên phía bắc. Vì nó tiếp tục hoạt động ở gần Witchita
Falls, những ngời 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 thờng 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 ngng tụ v lắng đọng ở
trong các đám mây thời đẹp. Từ chơng 5 chúng ta đã biết rằng ngng tụ hay lắng
đọng có thể xuất hiện nhờ bổ sung hơi nớc vo không khí; hòa trộn không khí
nóng, ẩm với không khí lạnh; hoặc hạ thấp nhiệt độ không khí tới điểm sơng. Mặc
dù hai quá trình đầu có thể dẫn đến hình thnh mây trong nhiều tình huống,
nhng hạ thấp nhiệt độ không khí l quan trọng nhất (đặc biệt đối với mây gây
ma). Chơng ny sẽ bn tới các quá trình v điều kiện liên quan tới hình thnh

mây do các chuyển động thăng v mô tả những dạng mây hình thnh nhờ những
quá trình ny.
Những cơ chế nâng không khí lên cao
Có bốn cơ chế nâng không khí lên trên để có thể ngng tụ v hình thnh mây:
1) Chuyển động thăng địa hình, chuyển động cỡng 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.

207
4) Chuyển động thăng đối lu 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 hớng ở bên trên
barie. Quá trình không khí di chuyển lên cao dẫn đến bị lạnh đi đoạn nhiệt đợc 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
hng trăm mét cao hơn v thậm chí lvơn tới tầng dới của bình lu quyển. Độ cao
đỉnh mây liên quan chặt chẽ với các đặc trng của không khí, thay đổi từ ngy qua
ngy, đó l một vấn đề m sau ny chúng ta sẽ mô tả một cách chi tiết hơn trong
chơng ny. Hình 6.3 thể hiện sự phát triển của mây địa hình. Hãy lu ý rằng độ
dy của mây lớn hơn nhiều so với độ cao của barie địa hình tạo thnh 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 sờn núi khuất gió, không khí hạ xuống theo sờn
nghiêng v nóng lên do bị nén tạo thnh một
hiệu ứng khuất moa, một vùng lợng
ma thấp hơn. Dãy núi Sierra ở Nevada (hình 6.4) cung cấp một minh họa hùng
hồn về hiệu ứng ny. Đỉnh sống núi Sierra có hớng bắc-nam v gần vuông góc với

dòng không khí hớng thịnh hnh tây đông. Phần lớn dãy núi có độ cao hơn 3500
m, lợng ma ở sờn phía tây, sờn đón gió, cao hơn rất nhiều do chuyển động
thăng địa hình; đôi nơi lợng ma năm trung bình lớn hơn 250 cm. Sờn phía đông
của dãy núi rất dốc v đáy thung lũng thấp, đôi khi dới mực nớc biển. Vì vậy,
không khí giáng ở phía sờn khuất gió tạo nên một các những hiệu ứng khuất ma
mạnh 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 sờn đón gió của nó tích
lũy phần lớn lợng nớc dùng của California. Một hiệu ứng khuất ma tơng

208
đơng tồn tại ở Nam Mỹ, nơi dãy núi Andes tạo thnh một barie đột ngột đối với
các dòng gió tây.
Chuyển động thăng do front
Mặc dù nhiệt độ thờng thay đổi từ nơi ny đến nơi khác, kinh nghiệm cho
chúng ta biết rằng thay đổi nh thế thờng rất từ từ. Nói khác đi, nếu nhiệt độ l

209
10
o
C 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 tơng đối ngắn. Những vùng chuyển tiếp ny, gọi l các
front, không giống với
các bức tờng thẳng đứng phân tách không khí ấm v lạnh, m l nh các sờn dốc
thoai thoải, nh chúng tôi sẽ trình by ở chơng 9.
Dòng không khí dọc theo các mặt ngăn cách front thờng dẫn tới sự phát triển
mây theo hai cách. Khi không khí lạnh tiến tới không khí nóng hơn (trờng hợp ny
gọi l
front lạnh), thì không khí lạnh đậm đặc hơn thế chỗ không khí nóng nhẹ hơn

ở phía trớc, 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 lm 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 trn lên trên nêm lạnh của không khí ở phía tr~ớc nó
Hội tụ
Do khối lợng 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 ny lm 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 hớng hội tụ tại tâm của áp thấp từ tất cả các hớng. Sự di chuyển
theo phơng ngang hớng tới cùng một vị trí gây ra tích tụ khối lợng, gọi l
hội tụ
ngang
, hay đơn giản l hội tụ. Hội tụ có lm cho mật độ tăng lên, không khí xâm
nhập đến có bị giữ nguyên ở độ cao ban đầu của nó hay không? Không ngợc lại,
các chuyển động thẳng đứng lm cho khối lợng hội tụ tới bao nhiêu thì bị mang đi
ngần ấy. Nh vậy, trong trờng hợp hội tụ ở mực thấp, sẽ dẫn tới không khí thăng.
Điều ny sau ny sẽ đợc 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.

210
Đối l~u địa ph~ơng
Trong chơng 3 chúng ta đã thấy rằng đối lu tự do l chuyển động thăng gây

ra bởi không khí bị đốt nóng gần bề mặt. Nó thờng đi kèm với những chuyển động
lên trên của hơi ẩm đủ mạnh để tạo mây v ma. Trong mùa nóng, sự đốt nóng bề
mặt Trái Đất gây nên đối lu tự do trên một diện tích tơng đối hạn chế v tạo
thnh những trận ma dông buổi chiều v lm gián đoạn những cuộc dã ngoại mùa
hè. Tại Canađa v Mỹ, ở phía đông của dãy núi Rocky Mountains, dung lợng ẩm
cao của không khí đôi khi tạo thnh các đám mây cao với chân ở độ cao tơng đối
thấp. Các điều kiện nh thế thuận lợi cho giáng thủy mạnh trên các khu vực nhỏ
(đối lu tự do về bản chất không tạo nên những khu vực thăng lớn hơn vi chục mét
đờng kính). Ngay cả trên các hoang mạc ở miền Tây Nam, thờng có ít hơi nớc,
thì đốt nóng mạnh mẽ cũng có thể dẫn đến đối lu hạn chế đủ mạnh để gây nên
ma dông.
Đối lu 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. Nhng độ nổi còn có thể lm nhanh hoặc lm chậm các chuyển động thăng
đã bắt đầu từ trớc đó do hiệu ứng địa hình, thăng do front v thăng hội tụ. Nh
chúng ta sẽ thấy sau ny, khí tợng 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 dng di chuyển chỗ v một phần tử không khí đợc
truyền 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 dng nâng lên trên của không khí đợc gọi l
độ ổn
định tĩnh
. Không khí bất ổn định tĩnh trở nên dễ nổi lên khi đợc nâng lên v tiếp
tục nâng lên nếu nó đợc 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 đợc 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 dơng v trồi lên
phía trên. (Thật vậy, các phần tử không khí nổi ny 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 cỡng 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 lm cho nó lạnh hơn

211
không khí xung quanh, nó sẽ trở nên đậm đặc tơng đối. Điều ny sẽ ngăn chặn
chuyển động thăng. Nếu không khí đợc nâng lên bị lạnh đi chậm hơn so với không
khí xung quanh, nó sẽ trở nên nóng tơng đối so với xung quanh v có độ nổi
dơng. Điều ny 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 vo tốc độ lạnh đi của nó tơng 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 trờng (ELR). (Tốc độ giảm đoạn nhiệt v tốc độ giảm môi trờng đã đợc
giải thích trong chơng 5).
Xét một phần tử khối khí ở gần bề mặt, đợc 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 tơng đối của phần tử đang nâng lên phụ thuộc vo hai điều kiện:
phần tử bão hòa hay không (điều ny quyết định tốc độ giảm đoạn nhiệt no sẽ

thích dụng) v ELR. Hai nhân tố ny kết hợp để tạo ra những kiểu không khí khác
nhau về phơng 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 cha bão hòa
đợc 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 10
o
C v có ELR l 1,5
o
C/100 m, có
nghĩa l không khí lạnh đi với tốc độ 1,5
o
C qua từng 100 m độ cao. Khi phần tử của
chúng ta nâng lên, nó bị lạnh đi với DALR (hãy nhớ lại, bằng 1
o
C/100 m). Khi nâng
lên tới mực 100 m, phần tử nâng lên lạnh tới 9
o
C - nóng hơn không khí xung quanh
nửa độ. Đó l vì nhiệt độ phần tử đã lạnh đi 1
o
C trong lúc nâng lên 100 m, còn khí
quyển xung quanh tại độ cao ny có nhiệt độ l 8,5
o
C (10
o

C 1,5
o
C = 8,5
o
C). Nếu
phần tử đợc nâng lên tới mực 200 m, nhiệt độ của nó trở thnh 8
o
C, hay nóng hơn
so với không khí xung quanh 1
o
C. 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 ny đợc 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 ngy cng 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 đợc động năng trong khi nâng lên.
Hình 6.6b cho một ví dụ thứ hai về không khí bất ổn định tuyệt đối. Trong
trờng hợp ny, ELR vẫn l 1,5
o
C/100 m, nhng 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 trớc. Nh vậy, với sự ngng tụ diễn ra,
chênh lệch nhiệt độ giữa phần tử nóng v không khí xung quanh lạnh hơn sẽ lớn

212
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 trớc.
Hình 6.6. Không khí bất
ổn định tuyệt đối. Trong
cả hai ví dụ ny, 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 ny 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 ny, 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 vo khái niệm chính liên quan tới những
gì sẽ xảy ra với không khí ở một vùng bất ổn định).

213
Không khí ổn định tuyệt đối
Các hình 6.7a v 6.7b thể hiện điều gì xảy ra khi ELR bây giờ l 0,2
o
C/100 m,
nhỏ hơn tốc độ giảm đoạn nhiệt bão hòa. Nh chúng ta thấy trong (a), khi một phần
tử của không khí cha bão hòa nâng lên, nhiệt độ của nó giảm nhanh hơn so với

nhiệt độ của không khí xung quanh, lm cho phần tử nặng hơn tơng đối v khó
nổi hơn. Vì có độ nổi âm, không khí nâng lên sẽ chìm xuống trở về mực ban đầu nếu
cơ chế nâng thôi tác động. Không khí nh vậy l
ổn định tuyệt đối. Nguyên lý tơng
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
cha 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)

214
Từ hai ví dụ ny, 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 hon ton không đổi với
độ cao, hoặc thậm chí nhiệt độ tăng theo độ cao, nh sẽ đợc bn tới sau trong
chơng ny. Mặc dù chúng ta không đa ra ví dụ ở đây, những lập luận trong mục
ny cũng áp dụng cho các tình huống nh thế. Nói khác đi, nếu ELR = 0

o
C/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 lm 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 trớc đây mô tả những gì xảy ra khi ELR nhỏ hơn SALR hoặc lớn
hơn DALR. Nhng điều gì xảy ra khi ELR ở giữa các tốc độ giảm đoạn nhiệt khô v

215
bão hòa? Trong môi trờng đó, không khí đợc 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 vo
chuyện nó có trở thnh bão hòa hay không v nó bị nâng lên cao đến đâu.
Giả sử khí quyển có ELR bằng 0,7
o
C/100 m, một phần tử cha bão hòa trong đó
bị nâng lên (hình 6.8a). Vì phần tử nâng lên trở thnh 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, nhng dần dần trở thnh bão hòa. Trong trờng hợp ny, phần tử
trở nên dễ nổi chỉ khi no nó bị nâng cỡng bức lên cao hơn chân mây một khoảng
cách no đó.
Trong ví dụ ny, không khí có nhiệt độ ban đầu 10
o
C v điểm sơng l 9,2
o
C.
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 ny vẫn lạnh hơn so với không khí xung quanh, nhng khi đạt độ cao 300 m, nó
sẽ nóng hơn không khí bao quanh. Khi đó, phần tử bị nâng lên trở thnh dễ nổi v
từ đây nó tự nâng lên ngay cả khi không có lực nâng từ bên ngoi tác động. Nh

vậy, nếu khí quyển bất ổn định có điều kiện, phần tử không khí trở thnh 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 đợc nâng lên tới đó để trở thnh 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 ny, các đám mây thờng tăng lên rất nhanh về độ dy v cho ma.
Những nhân tố ảnh h~ởng tới tốc độ giảm nhiệt độ của môi tr~ờng
Tốc độ giảm môi trờng biến thiên mạnh trong không gian v theo thời gian.
Chính vì nhiệt độ không khí bề mặt tại một nơi no 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 ngy, bức xạ Mặt Trời lm nóng bề mặt Trái Đất, đến lợt
mình, bề mặt lại lm nóng khí quyển tiếp giáp với nó. Vì đợc lm nóng nhanh hơn
so với không khí trên cao, lớp khí quyển thấp có ELR lớn đặc trng trong thời gian
giữa tra, nh đã thể hiện trên hình 6.9. Trắc diện nhiệt độ ban đầu, đợc biểu
diễn bằng đờng liền nét, thay đổi trong suốt ngy, còn trắc diện dốc hơn (đờng
gạch nối) có thể xuất hiện trong một vi trăm mét bên trên bề mặt.
ảnh hởng của
bức xạ Mặt Trời tới tốc độ giảm nhiệt độ sẽ lớn nhất vo những ngy nắng, trời
quang, đặc biệt bên trên các bề mặt đất không có thảm thực vật, nơi đó nhiều bức
xạ Mặt Trời nhng ít năng lợng bị tiêu dùng cho bay hơi.
Quá trình lạnh đi của bề mặt, nh thờng xảy ra vo ban đêm, lm lạnh lớp
khí quyển thấp v lm 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 thnh một tình huống

216
nhiệt độ không khí
tăng theo độ cao. (Hiện tợng ny gọi l nghịch nhiệt, một điều
kiện không khí cực kỳ ổn định m chúng ta sẽ bn luận sau trong chơng ny).

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 ngy
Bình l~u không khí lạnh v nóng tại các mực khác nhau
Các trắc diện nhiệt độ có thể bị ảnh hởng bởi những khác biệt về hớng 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 10
o
C v 9,5
o
C. Tốc
độ giảm, do đó, bằng 0,5
o
C/100 m. Trên hình 6.10b, gió bề mặt không thay đổi,
nhng ở mực cao hơn gió thổi từ phía đông bắc lạnh hơn, nên nhiệt độ bên trên
thấp hơn, chỉ bằng 9,0
o
C. 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 tơng tự, nếu gió
thổi từ nơi nóng hơn tới nơi lạnh hơn.
Tất nhiên, bình lu không khí nóng hoặc lạnh có thể diễn ra ở mực bất kỳ. Ví
dụ, nếu không khí lạnh bình lu tại mực thấp, ELR sẽ giảm, tạo nên độ ổn định lớn
hơn. Hơn nữa, bình lu không giới hạn ở một độ cao, chúng ta không nên nghĩ rằng
chuyển động của một lớp không khí tại độ cao no đó lại tách rời với phần còn lại
của khí quyển. Phổ biến hơn cả l hớng gió (v tốc độ) thay đổi dần dần với độ cao.
Hãy đi ra ngoi trời vo một ngy nhiều mây, gió lớn v bạn chắc sẽ thấy mây di
chuyển khác nhau tại các mực khác nhau. Tùy thuộc vo gió định hớng tơng đối
so với phân bố nhiệt độ nh thế no m mỗi độ cao có thể có lợng bình lu nóng v
lạnh khác nhau. Điều ny không có nghĩa bình lu l không có hệ thống hay ngẫu
nhiên. Nh sẽ thấy trong một chơng sau, tồn tại những mối liên hệ hệ thống nhất
định giữa các trờng gió v áp suất. Tuy nhiên, chủ điểm ở đây l bình lu thay đổi

từ ngy sang ngy v từ độ cao ny tới độ cao khác trong cột khí quyển v những

217
ảnh hởng 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 thnh 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
6-1 Dự báo:
Xác định độ ổn định theo biểu đồ nhiệt
động lực học
Độ ổn định tĩnh của không khí có
thể xác định bằng số nhờ so sánh tốc độ
giảm môi trờng với các tốc độ giảm đoạn
nhiệt bão hòa v khô. Các biểu đồ nhiệt
động lực học cũng rất hữu ích về phơng
diện ny. Hình 1 cho một sơ đồ đơn giản
thể hiện cách lm nh thế no. Hình ny
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
đờng thẳng đợc ghi nhãn l
đoờng
đoạn nhiệt ẩm
v đoờng đoạn nhiệt khô
thể hiện sự biến đổi nhiệt độ của một
phần tử không khí bão hòa hoặc cha bão
hòa khi nó nâng lên hoặc chìm xuống. Ba
trắc diện nhiệt độ giả định đợc 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 đờng 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 trờng hợp
khí quyển bất ổn định tuyệt đối (nhiệt độ
giảm nhanh hơn so với DALR hay SALR),

218
Hình 2. Biểu đồ nhiệt động lực hon chỉnh thể hiện các trắc diện nhiệt độ v điểm sơng
tại Detroit, Michigan, ngy 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 hon ton 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 sơng
thám sát, vẽ trên cùng một biểu đồ nhiệt
động lực học đầy đủ gồm các đờng đoạn
nhiệt khô v ẩm. Các đờng đoạn nhiệt
khô đợc vẽ liền nét (mu xanh lá cây) v
nghiêng mạnh sang trái khi đi lên trên.
Những đờng gạch nối (xanh da trời) l
các đờng đoạn nhiệt ẩm. Từ bề mặt đến
mực 850 mb, trắc diện nhiệt độ song song
với các đờng đoạn nhiệt khô lân cận, cho
biết lớp ny 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 lm cho việc
sử dụng biểu đồ nhiệt động lực học thnh
một thứ đáng ngại đối với dự báo viên,
song tình huống ny có một số giải pháp
khắc phục. Các nh khí tợng học chuyên
nghiệp có một loạt các chỉ số bằng số đã
tính cho từng băng thám sát. Các chỉ số

ny dựa trên các tổ hợp nhiệt độ - điểm
sơng tại những mực khác nhau v đợc
tính tự động khi băng thám sát đợc vẽ.
Các dự báo viên tham khảo những giá trị
đó lm chỉ dẫn xuất phát khi họ giải đoán
điều kiện ổn định sẽ ảnh hởng ra sao tới
xác suất thảm mây, giáng thủy hay thời
tiết cực nguy hiểm.

219
Bình l~u của một khối không khí có ELR khác nhau
Khí quyển có một xu hớng mạnh muốn đợc sắp xếp lại thnh những vùng
lớn chỉ khác biệt chút ít về nhiệt độ v độ ẩm theo phơng ngang. Những vùng đó,
gọi l các
khối khí, chúng duy trì các đặc trng nhiệt độ v độ ẩm khi di chuyển từ
nơi ny 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 nhờng 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 (mu xanh lá cây) biểu diễn trắc diện nhiệt độ ban đầu của vị trí A. Đ~ờng
gạch nối (mu 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 ny dẫn đến một câu hỏi
quan trọng: cái gì lm 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 đợc. Nếu đủ thời gian, sự thất thoát liên tục của
các phần tử không khí bất ổn định sẽ hon ton lm 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 đợc gọi l
sự lôi cuốn.
Lớp không khí ổn định
Đờng liền nét trên hình 6.12 thể hiện một trong vô vn 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 cha bão hòa), nó sẽ trở nên dễ nổi ở trong suốt 500 m dới 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 thnh 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 lợng đẩy lên trên

220
khá lớn. Phần tử dần dần chậm lại rồi dừng lại, sau đó chìm xuống dới do mật độ
của nó lớn so với không khí xung quanh. Sau đó phần tử có thể dao động lên, xuống
trớc khi dừng lại tại một mực cân bằng no 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 lm cho nó nóng
v dễ nổi so với môi tr~ờng xung quanh. Sau khi đi vo lớp nghịch nhiệt một khoảng cách no
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
no 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 no đó
Lớp ổn định luôn luôn có mặt tại độ cao no 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 lu, 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 lu 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 vợt quá một kilômet dới
cùng hoặc đại loại nh vậy trong bình lu quyển.

221
Lôi cuốn
Khi nói về một phần tử không khí nâng lên, chúng ta ngụ ý về một khối lợng
nhỏ thực hiện những chuyển động khác với khí quyển xung quanh.
ở một mức độ
no đó, chúng ta có thể hình dung một phần tử nh thế giống nh lợng không khí
chứa bên trong quả bóng bay. Nhng khác với một quả bóng bay đợc bao bọc bằng
mng cao su mỏng để giữ biệt lập không khí bên trong nó, phần tử không khí không
có mng 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 lm cho
không khí xung quanh bị lôi cuốn vo trong phần tử. Quá trình ny, 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 trởng của mây, vì nó đa không khí cha bão hòa vo phần
rìa mây v do đó, lm cho một số giọt mây lỏng bị bốc hơi. Sự bốc hơi tiêu dùng
nhiệt lợng ẩn v vì vậy, lm lạnh phần rìa của mây, lm giảm độ nổi.
Không khí ổn định thái cực: nghịch nhiệt
Nh vậy l, chúng ta đã đề cập tới những cơ chế lm cho không khí nâng lên v
ảnh hởng 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 lu giảm theo độ cao, nhng
có những tình huống nảy sinh, trong đó trắc diện nhiệt độ bình thờng bị đảo ngợc
lại v nhiệt độ

tăng theo độ cao. Những lớp khí quyển m trong đó tình huống ny
xảy ra đợc 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 vi quá trình khác có thể lm 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 lm lạnh bề mặt. Vo những trời quang mây v ít gió hoặc không
gió, bức xạ sóng di do bề mặt phát ra dễ dng thoát vo không gian. Điều đó lm
hạ thấp nhiệt độ bề mặt đất, đến lợt mình, mặt đất lm lạnh không khí trực tiếp
tiếp xúc với nó. Vì không khí dới 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 lm lạnh đủ để hạ thấp nhiệt độ đến điểm sơng, thì sơng mù
bức xạ hình thnh. Nghịch nhiệt gắn liền với tất cả các kiểu sơng mù bức xạ,
nhng nếu sự lm lạnh không hạ thấp nhiệt độ tới điểm sơng, thì nghịch nhiệt
bức xạ có thể tồn tại m không có sơng mù.
Các nghịch nhiệt bức xạ xuất hiện trên khắp thế giới. Mặc dù chúng thờng
chỉ 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
.

222
6-2 Chuyên đề: Nghịch nhiệt
bức xạ v hoạt động con ngời
Vo những đêm trời quang, lặng gió,
bức xạ sóng di phát ra từ bề mặt dễ

dng đi qua khí quyển v thoát ra ngoi
không gian. Điều đó lm cho bề mặt bị
lạnh nhanh v lm 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 dy vi mét. Vì
vậy, các nhiệt độ dới 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
ny có những ảnh hởng nghiêm trọng
đối với nông nghiệp ở miền nam nớc Mỹ.
Khi nhiệt độ hạ tới điểm đóng băng,
cây trồng mùa đông dễ bị tổn thơng bởi
sơng muối. Để khắc phục vấn đề ny,
nông dân thờng đặt các máy tạo gió ở
bên trên vờn cây ăn quả, nh trên hình
1a. Khi nhiệt độ gần mặt đất giảm thấp
nguy hiểm, các máy ny 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 đợc 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 di từ các bình hun ny

giúp ích phần no để bảo vệ cây trồng,
song tác dụng quan trọng hơn của chúng
l tạo ra đối lu 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
đợc cao hơn điểm đóng băng. Còn một
biện pháp khác l phun nớc lên cây họ
chanh cam. Khi nớc đóng băng, ẩn nhiệt
đợc giải phóng, nó giữ ấm cho quả khỏi
bị đóng băng, không bị tổn thơng nặng.
Dĩ nhiên, vo những đêm rất lạnh, những
Hình 1. (a) Các máy tạo gió dùng trong nông
nghiệp thổi không khí xuống dới những khi
có nguy cơ sơng muối để đẩy không khí ấm ở
phần trên nghịch nhiệt bức xạ tới cây trồng;
(b) Những khi căng thẳng hơn, ngời ta còn sử
dụng các bình sởi
_________________
nghịch nhiệt mạnh v lạnh đến mức
không phơng cách no hiệu quả. Trong
trờng hợp nh thế, thiệt hại do sơng
muối có thể lm mất mùa hon ton.
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,
lm loãng nồng độ các chất ô nhiễm gần
bề mặt. Nh chúng ta sẽ thấy ở chơng
14, nghịch nhiệt bức xạ dù sao cũng

không phải l một kiểu duy nhất gây nên
các vấn đề chất lợng không khí. Dân
thnh phố không lạ gì với một lớp khói
mỏng vng xám gần bề mặt vo những
sáng lạnh, trời trong, khi các nghịch
nhiệt bức xạ hay hình thnh nhất.

223
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 thnh một cái nêm của không khí lạnh nằm dới không khí
nóng hơn, nh trên hình 6.13. Kích thớc theo phơng ngang của những nghịch
nhiệt front có thể tới hng trăm kilômet v độ cao của nghịch nhiệt tăng lên theo
khoảng cách kể từ rìa phía trớc của front. Ma rơi bên trên một bề mặt rất lạnh có
thể đóng thnh băng trớc khi đạt tới mặt đất (dẫn tới ma tuyết), hoặc rơi lên mặt
đất, dẫn đến ma 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 tợng 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 dy 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
cng lâu thì cng lm cho nhiệt độ tăng lên nhiều hơn tại đỉnh lớp so với tại đáy v
do đó, tạo thnh một nghịch nhiệt.
Hình 6.14. Nghịch nhiệt giáng hình
thnh 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 vi trăm mét bên trên
bề mặt. Kết quả l, các nghịch nhiệt giáng rất khác biệt với các nghịch nhiệt bức

224
xạ, các nghịch nhiệt bức xạ có đáy nằm ở mực mặt đất. Một trắc diện nhiệt độ điển
hình đối với nghịch nhiệt giáng đợc biểu diễn trên hình 6.14. Hãy lu ý rằng đỉnh
của lớp nghịch nhiệt nóng hơn so với đáy của nó hơn 10
o
C. Đó l một chênh lệch lớn,
nhng không phải l không phổ biến.
Một ví dụ ngoạn mục về nghịch nhiệt giáng có thể gặp thấy hng năm trong
thời gian từ tháng 4 đến tháng 9 ở Mỹ. Một hệ thống áp suất cao rất lớn, đợc gọi l
áp cao Hawaii, thờng hình thnh trên các vĩ độ trung bình của Bắc Thái Bình
Dơng. Khi không khí mực trên cao chuyển động xoay ở phía ngoại vi của tâm áp
suất cao, chuyển động giáng xuất hiện trên vùng bờ phía nam California v tạo
thnh một nghịch nhiệt. Điều ny tạo ra một cái mũ chắn không cho các chất ô
nhiễm phát tán thẳng đứng lên trên, giúp cho Los Angeles trở thnh một trong
những nơi ô nhiễm không khí nặng nề nhất ở Bắc Mỹ.
Các loại mây
Mây có thể có nhiều hình dạng v kích thớc khác nhau v có thể xuất hiện ở
gần bề mặt hoặc trên các độ cao lớn. Phần lớn các kiểu mây xuất hiện trong đối lu
quyển, nhng một số xuất hiện trong bình lu quyển v thậm chí trong trung
quyển. Các đám mây có thể chứa những giọt nớc lỏng, tinh thể băng hoặc hỗn hợp
cả hai. Chúng có thể dy hoặc mỏng v có dung lợng nớc lỏng hoặc tinh thể băng
cao hoặc thấp. Vì vậy, dễ dng thấy tại sao các nh khí tợng học muốn có một sơ
đồ phân loại để phân định các dạng mây với nhau.
Hệ thống đầu tiên đợc chấp nhận rộng rãi để phân loại mây do nh tự nhiên
học ngời Anh, Luke Howard, đề xuất vo năm 1803. Hệ thống ny chia mây thnh

bốn loại cơ bản:
1.
Mây ti (Cirrus) mây từ băng mỏng, la tha;
2.
Mây tầng (Status) mây gồm nhiều lớp;
3.
Mây tích (Cumulus) mây phát triển mạnh theo chiều thẳng đứng;
4.
Mây vũ (Nimbus) mây gây ma.
Sơ đồ phân loại mây m chúng ta đang dùng ở đây l một phiên bản cải biên
của phân loại Howard, giữ lại bốn loại mây cơ bản đó, nhng còn cho phép những tổ
hợp mới (ví dụ, mây ti tầng (
Cirrostratus) có các đặc trng của mây ti v mây tầng).
Mời loại mây chính kết quả đợc nhóm lại theo độ cao v hình dạng của các loại
mây cơ bản:
1.
Mây tầng cao ti (Cirrus), ti tầng (Cirrostratus) v ti tích (Cirrocumulus)
2.
Mây tầng trung tầng cao (Altostratus) v tích cao (Altocumulus)
3.
Mây tầng thấp tầng (Stratus), tầng tích (Stratocumulus) v vũ tầng
(
Nimbostratus)
4.
Mây phát triển thẳng đứng mạnh tích (Cumulus) v vũ tích (Cumulo-
nimbus
)
Mời loại mây chính theo sơ đồ ny đợc khái quát trong bảng 6.1v hình 6.15.

225

Hình 6.15. Sơ đồ mây tổng quát
Bảng 6.1. M~ời loại mây chính
Mây tầng cao (độ cao lớn hơn 6000 m)
Mây ti Cirrus (Ci) (hình 6.16)
Mây ti tầng Cirrostratus (Cs) (hình 6.19)
Mây ti tích Cirrocumulus (Cc) (hình 6.20)
Mây tầng trung (độ cao từ 2000 đến 6000 m)
Mây tầng cao Altostratus (As) (hình 6.21)
Mây tích cao Altocumulus (Ac) (hình 6.22)
Mây tầng thấp (độ cao nhỏ hơn 2000 m)
Mây tầng Stratus (St) (hình 6.23)
Mây vũ tầng (moa) Nimbostratus (Ns) (hình 6.24)
Mây tầng tích Stratocumulus (Sc) (hình 6.25)
Mây phát triển thẳng đứng (có thể phát triển trong phần lớn khí quyển)
Mây tích Cumulus (Cu) (hình 6.26 vw 6.28)
Mây vũ tích Cumulonimbus (Cb) (hình 6.29)
Mây tầng cao
Các mây tầng cao thờng tồn tại ở trên 6000 m. Chúng hầu nh hon ton cấu
tạo từ các tinh thể băng, chứ không phải các giọt nớc lỏng. Hãy nhớ lại rằng, trong
tầng đối lu nhiệt độ trung bình giảm từ 15
o
C tại mực nớc biển với tốc độ giảm
6,5
o
C/1000 m. Kết quả l, nhiệt độ trung bình của các mây tầng cao thờng không
cao hơn 35
o
C, có nghĩa l lm lạnh đến điểm đóng băng tạo nên sự hình thnh các
tinh thể băng thay vì các giọt nớc siêu lạnh.
ở những nơi m nhiệt độ bề mặt rất thấp, mây cấu tạo hon ton từ băng có

thể xuất hiện tại độ cao thấp khoảng 3000 m. Nh vậy, định nghĩa về mây tầng cao
(thông thờng chỉ mây cao hơn 6000 m), l tùy thuộc một phần no đó vo nhiệt độ.

226
Đơn giản nhất trong các mây tầng cao l
mây ti Cirrus (viết tắt l Ci), đó l
những tập hợp la tha các tinh thể băng (hình 6.16). Độ dy trung bình của mây ti
khoảng 1,5 km, nhng nó thể dy tới 8 km. Vì tồn tại ở những nhiệt độ rất thấp,
mây ti có rất ít hơi nớc để tạo băng. Cho nên, mặc dù nó có thể đợc nhìn thấy dễ
dng, dung lợng nớc của mây ti rất thấp. Thực tế, dung lợng băng của đám mây
ti chỉ khoảng 0,025 gam/m
3
.
Hình 6.16. Mây ti (Cirrus) l mây tinh thể băng rất th~a
Mặc dù ton bộ khối lợng băng chứa trong mây ti nhỏ, song các tinh thể riêng
rẽ có thể di tới 8 mm. Những tinh thể ny rơi với tốc độ khoảng 0,5 m/s, đủ để
chúng khắc phục các dòng không khí thăng v rơi xuống thnh những đám, những
vệt rơi (hình 6.17a).
Hình 6.17. Vệt rơi (a) do các tinh thể băng đang rơi. Các tinh thể băng rơi
trong không khí (b) với tốc độ gió giảm dần, nên có hình dạng dấu phẩy
Các vệt rơi dần dần thăng hoa (tức chuyển ngay thnh hơi nớc không qua giai
đoạn tan chảy) khi chúng rơi trong không khí khô, ấm hơn ở bên dới v tiêu tán ở
trên cao bên trên bề mặt. Nh đã thể hiện trên hình 6.17b, các tinh thể ở cao hơn,
chuyển động nhanh hơn (biểu diễn bằng độ di của mũi tên trên hình) đợc gió thổi
theo phơng ngang nhanh hơn so với ở bên dới, lm cho các vệt rơi có hình dạng
cong đặc trng. Ngời ta còn nhìn thấy những lọn mây xoắn ngang trong mây ti, đó

227
l do gió thổi theo hình vòng cung, dẫn đến các hình dạng đuôi ngựa.
Những sự kiện gần đây đã cho chúng ta biết thêm một chút về ảnh hởng của

mây ti tới nhiệt độ bề mặt. Ngay sau thảm họa ngy 11/9/2001, nớc Mỹ đã đặt ra
một lệnh cấm tạm thời đối với tất cả các chuyến bay dân sự, lệnh có hiệu lực trong
ba ngy. Bởi vì máy bay ở độ cao lớn thờng tạo thnh các vệt khói đuôi (hình 6.18)
khi hơi nớc từ ống xả động cơ bị đóng băng, tạo thnh những tinh thể băng, việc
dừng các chuyến bay đã lm giảm thảm mây ti bên trên đất nớc. Một năm sau, các
nh nghiên cứu đã phát hiện thấy rằng sự tiết giảm các vết máy bay đã lm tăng
biên độ nhiệt độ ngy lên 1,1
o
C (chơng 3) tại 48 địa điểm kế cận nhau của nớc Mỹ
trong thời gian từ ngy 11 đến 14 tháng 9 so với số liệu ghi nhận 30 năm liên tục.
Ngời ta cho rằng, tăng biên độ nhiệt độ ngy nh vậy l do các nhiệt độ ban ngy
đã cao hơn khi sự tán xạ ngợc trở lại bởi mây tầng cao bị giảm, còn các nhiệt độ
ban đêm đã thấp hơn ứng với bức xạ sóng di đi lên tăng lên.
Hình 6.18. Các vết khói đuôi máy bay
Giống nh mây ti, mây ti tầng
Cirrostratus (Cs) (hình 6.19), cấu tạo
hon ton từ băng, nhng có xu hớng
trải rộng theo phơng ngang v có một
nồng độ tinh thể thấp hơn. Mặc dù mây
ti tầng lm giảm lợng bức xạ Mặt Trời
đạt đến bề mặt, song ánh sáng trực xạ
của Mặt Trời xuyên qua để lm cho các
vật tại bề mặt đổ bóng. Hơn nữa, chúng
không hon ton che khuất Mặt Trăng
hay Mặt Trời ở phía sau. Ngợc lại, khi
đợc nhìn thấy qua một lớp mây ti tầng,
thì Mặt Trăng hay Mặt Trời thờng có
mu trắng sữa, nhng hình dáng rõ nét.
Một trong các thnh tạo đặc trng
Hình 6.19. Mây ti tâng, th~ờng tạo thnh

ho quang quanh Mặt Trời hoặc Mặt Trăng

228
của các đám mây ti tầng l
huo quang, một cung tròn xung quanh Mặt Trăng hay
Mặt Trời, đợc tạo thnh do sự khúc xạ (uốn cong) ánh sáng khi nó đi qua các tinh
thể băng.
ánh sáng Mặt Trời với góc 22
o
bị uốn cong nhiều hơn so với các góc khác.
Vì các tinh thể đợc sắp xếp một cách ngẫu nhiên, những tinh thể no nằm ở 22
o
cách Mặt Trời hoặc Mặt Trăng sẽ hớng ánh sáng về phía ngời quan sát, tạo
thnh một vòng khuyên ánh sáng chói hơn.
Mây ti tích Cirrocumulus (Cc) thờng l một trong những đám mây đẹp nhất.
Mây ti tích cấu tạo từ các tinh thể băng tự sắp xếp thnh các dải mây di, mảnh
mai trôi riêng rẽ (hình 6.20). Mây ti tích hình thnh trong những tình huống
đứt
gió
, một điều kiện, trong đó tốc độ gió v, hoặc hớng gió thay đổi theo độ cao. Đứt
gió thờng xuất hiện ở phía trớc các hệ thống bão đang lấn tới, cho nên các đám
mây ti tích thờng l điềm báo trớc về ma. Vì các lọn mây trên bầu trời trông tựa
nh những con cá, cho nên bầu trời mây ti tích thờng gắn liền với chuyên từ bầu
trời cá thu.
Hình 6.20. Mây ti tích. Những đám mây ny th~ờng xuất
hiện thnh các dải di, mảnh trôi riêng lẻ trên bầu trời
Mây tầng trung
Mây tầng trung xuất hiện giữa độ cao 2000 v 6000 m bên trên bề mặt v
thờng cấu tạo từ các giọt nớc lỏng. Hai loại mây chính trong nhóm ny đều đợc
bắt đầu bằng tiếp đầu ngữ

alto, có nghĩa l trung bình hay giữa.
Mây tầng cao Altostratus (As) (hình 6.21) l phiên bản của mây ti tầng ở mực
trung bình. Nó khác với mây ti tầng ở chỗ nó phát triển mạnh hơn v cấu tạo chủ
yếu từ nớc lỏng. Mây tầng cao lm tản mát một lợng lớn ánh sáng tới của Mặt
Trời đi ngợc trở lại không gian, do đó lm giảm lợng ánh sáng Mặt Trời đạt tới bề
mặt. Bức xạ chiếu tới bề mặt gồm chủ yếu hoặc hầu hết l bức xạ khuếch tán, cho
nên một cách để phân biệt sự hiện diện của mây tầng cao với mây ti tầng l mây

229
tầng cao không có bóng râm. Ngoi ra, khi nhìn Mặt Trăng hoặc Mặt Trời đằng sau
mây tầng cao, ngời ta thấy một vết sáng chói ở đằng sau đám mây chứ không phải
l một ho quang.
Hình 6.21. Mây tầng cao. Đó l những đám mây có dạng lớp
nằm ở mực trung bình, đ~ợc cấu tạo từ các giọt n~ớc
Mây tích cao Altocumulus (Ac) (hình 6.22) l những đám mây dạng lớp, tạo
thnh những dải di hoặc chứa một chuỗi các lọn mây bông mảnh sắp xếp thnh
hng. Chúng thờng có mu ghi, mặc dù một bộ phận của đám mây có thể tối hơn
các phần khác. Chứa chủ yếu l các giọt lỏng hơn l các tinh thể băng, mây tích cao
thờng không có vẻ đẹp nh của mây ti tích.
Hình 6.22. Mây tích cao. Đó l những đám mây có dạng
lớp ở trên mực trung bình, cấu tạo từ các giọt n~ớc