Nhập môn hoàn lưu khí quyển - ( ĐH Quốc Gia HN ) - Chương 9 pptx

- 252 -

chơng 9. tầng bình lu
9.1 Chu kỳ mùa của các hon lu trong tầng bình
lu
Cho đến nay, ta đã tập trung nghiên cứu phần lớn đặc điểm tầng đối lu, tầng khí
quyển đợc đặc trng bởi tầng kết tơng đối yếu, với gradien nhiệt độ khoảng 6-
7K/km. Tại đỉnh tầng đối lu, gradien nhiệt độ tiến dần đến phần dới 0; tầng bình
lu gần nh l đẳng nhiệt. Tầng kết có thể đợc xác định tơng ứng theo biến đổi của
tần số Brunt-Vaisala, tần số ny biến đổi từ 10
-2
s
-1
ở tầng đối lu đến 2 x 10
-2
s
-1
trong
phần dới tầng bình lu.
ở phần trên tầng bình lu, từ độ cao 30km đến khoảng
50km, nhiệt độ tăng theo chiều cao. Vùng chuyển tiếp sang các điều kiện tầng kết ổn
định đợc gọi l đỉnh tầng đối lu, vùng ny biểu hiện rõ ở các miền nhiệt đới v ôn
đới. Nó tăng dần theo các vĩ độ cực đặc biệt l vo mùa đông khi ở đó không có mặt
trời chiếu sáng. Phân tầng tại đỉnh tầng đối lu tăng đột ngột có nghĩa l tầng bình
lu sẽ có cơ chế động lực khác xa so với tầng đối lu. Bất ổn định t áp gần nh bị
triệt tiêu v các nhiễu động chủ yếu bị chặn ở mực dới. Tầng kết đóng vai trò nh
một máy lọc, loại bỏ những nhiễu động quy mô nhỏ v chỉ cho phép những sóng di
nhất truyền qua tầng đối lu đến các độ cao lớn hơn trong tầng bình lu. Do đó, các
nhiễu động có bớc sóng ngắn hơn sẽ bị giữ lại trong tầng đối lu, ở đó nó đóng vai trò
nh một sóng dẫn, biên trên của nó sẽ l đỉnh tầng đối lu.
Chơng 9 sẽ minh hoạ quá trình chọn lọc ny. Các trờng đã đợc đa ra từ tập

phân tích của Trung tâm dự báo thời tiết hạn vừa Châu Âu (ECMWF) biểu diễn mô
hình synôp của dòng khí trong cùng thời gian phân tích vo mùa đông, nhng tại các
mực khác nhau trong phạm vi từ phần trên tầng đối lu đến phần giữa tầng bình lu.
Tại mực 300hPa, có thể thấy nhiều rãnh sâu liên quan với hệ thống áp thấp mặt đất
cũng nh áp cao phía tây Ireland v một số nhiễu động khác. Tại các mực cao hơn có
thể thấy ở gần mực 30hPa (khoảng 24km trên mặt đất) có thể nhìn thấy rõ một xoáy
nghiêng từ cực về phía Bắc Âu v một xoáy nghịch yếu trên vùng bắc Thái Bình
Dơng. Kết quả phân tích Fourier trờng hm dòng tại các mực cao hơn cho thấy dòng
vĩ h
ớng bao gồm các sóng với số sóng từ một đến ba.
Vo mùa h
è, tình hình tơng tự nhng phức tạp hơn có thể thấy nh các nhiễu
động sóng. Phân bố hm dòng ngy 22 tháng 7 năm 1986 đợc biểu diễn trên Hình
9.2. Tại mực 300hPa, đới gió tây ôn đới rất ít bị nhiễu động, các hệ thống tức thời với
biên độ lớn rõ trên cả hai đại dơng. Tại mực 100hPa, xoáy thuận gần nh bị triệt
tiêu, chỉ còn lại rất mờ trên Bắc Mỹ. Thay vo đó, trờng dòng tại mực ny thống trị
bởi xoáy nghịch trên vùng Trung Đông v Trung
á liên quan với gió mùa Châu á. Đặc
điểm của các xoáy nghịch ny trở nên rõ nét hơn tại mực 50hPa, trong khi đó tại mực
- 253 -

30hPa một xoáy nghịch đối xứng trục lại có tâm ở cực bắc v bao phủ ton bộ bán cầu
mùa hè.

Hình 9.1 Phân bố hàm dòng ngày 22/ 01/1987 tại các mực khác nhau trên Bắc Bán Cầu. (a) 300hPa
(khoảng 9km); (b) 100hPa (khoảng 17km); (c) 30hPa (khoảng 26km) và (d) 10hPa (khoảng 34km).
Khoảng giữa đờng đẳng trị là 10
7
m
2

s
-1
Lý thuyết trình by trong mục 6.4 cho ta một giải thích đúng đắn về sự biến đổi
đặc trng của các dòng trên cao chỉ ra trên Hình 9.1, v ta sẽ áp dụng lý thuyết ny
cho tầng bình lu trong mục 9.2. Nhng trớc tiên cần áp dụng để giải thích cho dòng
trung bình vĩ hớng trong tầng bình lu. Dòng ny chủ yếu bị chi phối bởi hoạt động
bức xạ, nhng bị biến đổi mạnh bởi sự truyền nhiệt động lực với có một chu kỳ mùa
đặc trng.
- 254 -


Hình 9.2 Tơng tự Hình 9.1 nhng là phân bố hàm dòng ngày 22/07/1986. (a) mực 300hPa; (b) mực
100hPa; (c) mực 30hPa và (d) mực 10hPa. Khoảng giữa đờng đẳng trị là 5 x 10
6
m
2
s
-1
. (Cần lu ý phải
chuyển 10kPa sang 100hPa tức là sang mb, ví dụ 10kPa=100hPa)
Khí quyển hấp thụ khoảng 1% bức xạ mặt trời tới khí quyển, phần lớn l bức xạ
cực tím. Nhng do mật độ không khí ở đây rất nhỏ nên kết quả l tốc độ đốt nóng trở
nên đáng kể. Hình 9.3 biểu diễn dòng bức xạ mặt trời trung bình ngy tới đỉnh khí
quyển nh hm của vĩ độ v thời gian trong năm. Độ nắng cực đại xuất hiện vo ngy
hạ chí. Gần ngy đông chí, ở các đỉnh cực sẽ hon ton không đợc chiếu sáng. Tầng
khí quyển hấp thụ bức xạ cực tím mạnh nhất v quan trọng nhất l tầng ôzon, ôzon l
phân tử đợc liên kết bởi ba nguyên tử ôxy. Ôzon có áp suất riêng cực đại tại mực
khoảng 25km v tỷ số hỗn hợp cực đại tại mực 50km. Tầng ôzon đạt đợc hiệu ứng lớn
nhất trong việc hấp thụ bức xạ tia cực tím vơi bớc sóng nhỏ hơn 300nm. Do đó, tốc độ
đốt nóng cực đại, lên tới 12K/ngy, xuất hiện ở đỉnh tầng ôzon tại mực khoảng 50 km.

Đây chính l mô hình của sự đốt nóng xác định rõ rng profile nhiệt độ tuyến tính
thẳng đứng của khí quyển với tầng kết ổn định từ đỉnh tầng đối lu đến tầng bình
- 255 -

lu, khoảng 60km, v tầng kết ổn định nhỏ hơn trong tầng trung quyển. Sự tăng
nhanh của gradien nhiệt độ khí quyển có liên quan với quá trình đốt nóng ny, cho
đến khi quá trình lm lạnh do phát xạ sóng di đủ lớn để cân bằng với quá trình đốt
nóng. Quá trình lm lạnh chủ yếu l do dyoxit cacbon (CO
2
), tuy hơi nớc v ôzon cũng
phát ra dải tia hồng ngoại góp phần lớn vo quá trình lm lạnh. Hình 9.4 biểu diễn tốc
độ đốt nóng do tầng ôzon hấp thụ bức xạ mặt trời, v tốc độ đốt nóng thuần do tất cả
các quá trình bức xạ.


Hình 9.3 Dòng trung bình ngày của bức xạ mặt trời tại giới hạn trên của khí quyển là hàm của vĩ độ
và thời gian trong năm. Khoảng giữa các đờng đẳng trị là 50Wm
-2
. Vùng đậm biểu diễn khu vực mùa
đông cực
Tại các điểm chí, ta có thể dự báo sự đốt nóng theo mô hình từ sự phân bố của bức
xạ mặt trời, với quá trình đốt nóng trên ton bán cầu mùa hè v lm lạnh cực đại vo
mùa đông tại các vĩ độ cao. Tại các điểm phân, các mô hình đối xứng trục rõ rệt quanh
xích đạo, với đốt nóng ở miền nhiệt đới v lm lạnh ở các vĩ độ cao ở cả hai bán cầu.

Hình 9.4 Mặt cắt thẳng đứng biểu diễn tốc độ đốt nóng ở tầng bình lu: (a) đốt nóng do ôzon ngày
21/12; (b) đốt nóng do ôzon ngày 21/03
- 256 -

Hình 9.4 (tiếp) (c) Đốt nóng thuần bao gồm cả làm lạnh do phát xạ sóng dài, tháng giêng; (d) Đốt
nóng thuần, tháng 3. Khoảng giữa đờng đẳng trị 1K/ngày. Trong hình (a) và (b) vùng tô đậm chỉ các
đại lợng vợt quá 8K/ngày, trong (c) và (d) vùng tô đậm chỉ đốt nóng thuần (Theo Gille &
Lyjak,1986)
Mặc dù ôzon có vai trò rất quan trọng trong cấu trúc nhiệt độ của tầng bình lu
nhng mật độ của nó lại vô cùng nhỏ, số lợng không quá một phần tử khí trong 10
5

với mật độ cực đại của ôzon. Tổng thể tích của ôzon bởi độ dy của một cột khí nếu
ton bộ lợng ôzon đợc tách ra v nén lại thnh một lớp mỏng tại khí áp 1000hPa v
nhiệt độ 273K. Các giá trị đặc trng dao động trong khoảng 2,6 đến 4,5, tùy thuộc vo
vĩ độ v mùa. Ngợc lại, khí quyển đồng nhất đo bằng cách ny có độ dầy l 8km. Tình
hình phức tạp hơn do ôzon l yếu tố có sự biến đổi lớn. Các nhân tố ảnh hởng đến
mật độ của nó sẽ đợc thảo luận chi tiết hơn trong mục 9.3.
Vo mùa đông, tốc độ đốt nóng tại các vĩ độ cao bằng không khi ở đó không đợc
mặt trời chiếu sáng. Tốc độ đốt nóng tăng lên tại các vĩ độ nhiệt đới. Kết quả l xuất
hiện gradien nhiệt độ rất lớn gần vùng cực tại 66
0
vĩ, v ở đây nhiệt độ rất thấp. Trong
cân bằng gió nhiệt với gradien nhiệt độ ny, tại các vĩ độ cao gió vĩ hớng sẽ tăng theo
chiều cao v có cờng độ khá mạnh vợt quá 50hPa. Dòng xiết vĩ độ cao hoặc dòng xiết
đêm vùng cực nhìn chung nằm khá xa so với trục đối xứng.
ít nhất ở Bắc Bán Cầu
nh đã chỉ ra trên Hình 9.1, nó bị biến dạng v di chuyển ra khỏi vùng cực.

- 257 -

Hình 9.5 Mặt cắt thẳng đứng biểu diễn gió vĩ hớng tính trung bình theo vĩ tuyến

u ở tầng bình lu,
dựa theo số liệu khí hậu của Fleming & cộng sự (1990): (a) tháng giêng; (b) tháng 7. Khoảng giữa
đờng đẳng trị là 10ms
-1
, vùng đậm là gió đông. Hình vẽ này và các hình vẽ khác tơng tự, tọa độ
thẳng đứng là 1000log(p/p
R
). Cần lu ý rằng các khoảng chia đợc lấy là 14,7km
Hình 9.5 biểu diễn mặt cắt thẳng đứng theo chiều caovĩ độ của gió vĩ hớng
trung bình vĩ hớng trong tầng bình lu.
ở bán cầu mùa hè, dòng xiết hớng tây tầng
đối lu biến mất rất nhanh trong phần dới tầng bình v hệ thống gió phần lớn có
hớng đông. Trong bán cầu mùa đông, dòng xiết hớng tây tầng đối lu luôn bị suy
yếu ở phía trên đỉnh tầng đối lu, trong khi đó, dòng xiết đêm vùng cực lại tăng
cờng rất nhanh, đạt đợc giá trị khoảng 60m/s tại đỉnh tầng bình lu. Các trờng gió
ở miền nhiệt đới khó đánh giá hơn. Không thể suy luận gió ny từ cân bằng gió nhiệt
v việc đo trực tiếp trờng gió của tầng bình lu l rất khó khăn vì tầng mây thông
thờng nằm trên độ cao lớn nhất của thám sát cao không.
Mặc dù ta đã thảo luận về đặc trng cơ bản của nhiệt độ trung bình vĩ hớng v
trờng gió tầng bình lu trong các thnh phần phân bố nhiệt độ theo cân bằng bức xạ.
Cần nhận thấy rằng, một số đặc điểm của tầng bình lu rất khác so với trạng thái cân
bằng bức xạ. Hình 9.6 biểu diễn kết quả tính trờng nhiệt độ tầng bình lu xác định
bằng cân bằng bức xạ. Kết quả ny thu đợc bằng cách tích phân mô hình bao gồm
chu kỳ mùa của bức xạ mặt trời nhng bỏ qua sự truyền nhiệt động lực, so sánh với
kết quả quan trắc. Cực theo số liệu quan trắc nóng hơn đáng kể so với cực tính theo
cân bằng bức xạ, nh vậy l hon lu khí quyển truyền nhiệt đến các vùng vĩ độ cao.
Đáng chú ý hơn, các thám sát cho thấy một nhiệt độ cực đại địa phơng ở miền ôn đới,
với một xích đạo lạnh v một cực đại nhiệt độ gần 50
0
N. Cùng với sự đảo ngợc của

gradien nhiệt độ thông thờng l sự thích ứng với độ đứt gió đông phía trên dòng xiết
tầng đối lu, do đó, đối với dòng xiết đặc trng cực đại ở gần đỉnh tầng đối lu. Sự tồn
tại của xích đạo lạnh tầng bình lu thể hiện rõ nét hơn đối với một vòng hon lu rất
mạnh vận chuyển nhiệt hớng cực.
Lý thuyết "Charney-Drazin" giới thiệu trong mục 6.4 dự báo ảnh hởng lạnh của
tầng bình lu đã quan trắc đợc đối với các xoáy. Ta đã thấy trong đới gió tây, chỉ có
các sóng di Rossby có thể truyền theo phơng thẳng đứng. Các sóng có bớc sóng
ngắn hơn l rất mờ v sẽ bị suy yếu nhanh chóng v biến mất theo độ cao. Đới gió tây
cng mạnh thì bớc sóng lan truyền theo theo chiều thẳng đứng của sóng Rossby cng
di. Đới gió tây mạnh v dòng xiết ban đêm vùng cực cản trở sự lan truyền lên cao của
các nhiễu động có bớc sóng nhỏ hơn. Các nhiễu động ny suy yếu nhanh ở phía trên
của đỉnh tầng đối lu. Tại các mực cao nhất, chỉ tồn tại các sóng với số sóng 1, 2 v 3
với biên độ đáng kể. Liệu rằng biên độ của các sóng di ny có tăng theo chiều cao hay
không. Kết quả ny có liên quan với hiệu ứng mật độ trong lý thuyết Charney-Drazin.
- 258 -


Hình 9.6 So sánh nhiệt độ tầng bình lu bằng cân bằng bức xạ với nhiệt độ tầng bình lu tính trung
bình theo vĩ tuyến quan trắc đợc đối với tháng 7: (a) cân bằng bức xạ, theo K. P. Shine và dựa trên
những tính toán mở rộng của Shine (1987); (b) quan trắc từ số liệu khí hậu của Fleming và cộng sự
(1990). Khoảng giữa đờng đẳng trị 10K, vùng đậm chỉ nhiệt độ nhỏ hơn 60
o
C
Vo giữa mùa hè, sự chiếu sáng của mặt trời ở vùng cực đạt cực đại. Góc thấp của
mặt trời tơng ứng đợc bù lại nhiều hơn bởi ngy di ở các vĩ độ cao. Trong tầng đối
lu, quá trình tán xạ v hấp thụ bức xạ mặt trời dọc theo tia bức xạ đi qua khí quyển
trên quãng đờng di do đó độ nắng thậm chí lớn hơn ở mùa hè nhiệt đới. Tuy nhiên
trong tầng bình lu, sự khuếch tán v hấp thụ bức xạ mặt trời lại ít quan trọng. Cực
đại nhiệt độ đạt đợc ở mùa hè, gradien nhiệt độ hớng cực l đặc trng của tầng bình
lu trong mùa hè. Cân bằng gió nhiệt tơng ứng với độ đứt gió đông trong tầng bình

lu, thật vậy, tại mực khoảng 50hPa, đới gió đông thiết lập trong suốt bán cầu mùa
hè.
Các dòng chuyển tiếp giữa mùa đông v mùa hè rất đáng quan tâm. Sự chuyển
tiếp trong mùa thu rất nhịp nhng v phối hợp pha với quy mô thời gian của bức xạ
(khoảng 5-20 ngy, tùy thuộc vo độ cao). Khi đốt nóng bức xạ mặt trời bị suy yếu tại
cực lân cận các điểm phân thì bắt đầu quá trình v bắt đầu hình thnh xoáy thuận
nhỏ trên vùng cực. Đới gió tây đặc trng cho mùa hè vẫn ổn định ở miền ôn đới. Xoáy
vùng cực tăng cờng v mở rộng cho đến khi dòng xiết ban đêm vùng cực bị nhiễu
động mạnh đợc hình thnh, trong khi đó đới gió đông rút lui về phía miền nhiệt đới.
Sự chuyển tiếp thờng kết thúc vo cuối tháng 11. Sự chuyển biến mùa xuân có phần
đột ngột hơn. Đôi khi chỉ với quy mô một vi ngy, đới gió tây nhanh chóng bị suy yếu.
Hon lu xoáy nghịch lm suy yếu xoáy vùng cực v thay thế chúng. Cùng lúc đó,
nhiệt độ tăng nhanh trên các vùng cực. Sự nóng lên đột ngột ở tầng bình lu đó l
các hiện tợng synôp
đột ngột nhất ở phần giữa của khí quyển. Sự biến đổi đột ngột
của hon lu l nguyên nhân của hệ thống gió đông trong mùa hè. Khi quá trình đốt
nóng xảy ra muộn trong mùa đông thì nó có thể đánh dấu sự suy yếu cuối cùng của
hon lu mùa đông. Đới gió đông tồn tại cho đến mùa thu tiếp theo. Nhng nếu trong
mùa đông, đốt nóng đến sớm hơn hoặc yếu hơn, thì đới gió sẽ tiến dần tới dòng khí
mùa đông bình thờng, tơng ứng với quy mô thời gian bức xạ.
- 259 -

Hình 9.7 biểu diễn kết quả điển hình của quá trình đốt nóng ở tầng bình lu. Mặc
dù sự biến đổi của gió rất đột ngột nhng các xoáy nghịch vẫn hình thnh bên ngoi
xoáy vùng cực một thời gian trớc khi có quá trình đốt nóng.
Sự biến đổi đột ngột trong qúa trình đốt nóng, xảy ra trong quy mô thời gian chỉ
vi ngy cho thấy nguồn gốc động lực đối với hiện tợng ny. Sự lan truyền của các
nhiễu động từ các mực thấp hơn dờng nh có v có mối liên quan giữa sự đốt nóng v
các dị thờng dơng nh quá trình ngăn chặn trong tầng đối lu. Sự chuyển biến
trong tầng bình lu của Nam Bán Cầu ít đột ngột hơn còn dòng xiết ban đêm ở vùng

cực ít bị nhiễu động hơn. Điều ny có thể phản ánh các sóng di dừng yếu hơn trong
tầng đối lu của Nam Bán Cầu. Trạng thái ít nhiễu động của xoáy nam cực có vai trò
rất quan trọng trọng sự hình thnh lỗ thủng tầng ôzon rất lớn phát hiện đợc trong
những năm gần đây trên Nam Cực. Sự suy yếu của các nhiễu động lm cho không khí
bị chặn trong xoáy vùng cực trong thời gian di v do đó các phản ứng phá vỡ cấu trúc
phân tử có đủ thời gian xảy ra.


Hình 9.7 Kết quả các trờng synôp tại mực 10hPa trong thời kỳ có hiện tợng nóng lên của tầng bình
lu. Đờng liền chỉ độ cao địa thế vị, khoảng giữa đờng đẳng trị là 500m, vùng đậm chỉ những giá
trị lớn hơn 31km. Đờng đứt chỉ nhiệt độ, khoảng giữa đờng đẳng trị là 5K, với đại lợng giữa 210K
và 220K đợc tô đậm. Đờng vĩ tuyến bên ngoài tại 30
o
N. (a) ngày 23/12/1981; (b) 26/12/1981
- 260 -



Hình 9.7 (tiếp) (c) ngày 29/12/1981; (d) 02/01/1981 (Theo A.Oneill)
Lý thuyết về sự lan truyền sóng Rossby theo phơng thẳng đứng trong Chơng 6
trong việc giải thích các kết quả thám sát nói tới trong phần ny. Đồng thời, các xoáy
trong tầng bình lu vo mùa đông tạo ra thông lợng nhiệt v động lợng rất lớn lm
biến đổi trạng thái trung bình vĩ hớng. Nh các kết quả nghiên cứu trình by trong
mục 6.4 cho thấy sự lan truyền của sóng v tơng tác của chúng với các dòng trung
bình l các vấn đề có liên quan với nhau. Ta sẽ trở lại thảo luận vấn đề ny trong mục
tiếp theo.
9.2 Sự lan truyền sóng v tơng tác của dòng
trung bình
Các điều kiện cần để sự lan truyển theo phơng thẳng đứng của sóng Rossby l
nguyên nhân của sự vắng mặt của các sóng trong tầng bình lu vo mùa hè v các

nhiễu động sóng di của dòng xiết ban đêm vùng cực quan trắc thấy trong mùa đông.
Hình 6.19 cho ta thấy sóng Rossby sẽ suy yếu theo phơng thẳng đứng nếu gió vĩ
hớng l gió đông. Do đó, ta có thể thấy dòng trung bình trong tầng bình lu vo mùa
hè phần lớn l không nhiễu động do sự lan truyền sóng. Hơn nữa, các dòng ny có tính
đối xứng trục rất cao. Điều bất ngờ nhất l nó không bị nhiễu động mạnh bởi các xoáy
tức thời. Lý thuyết mục 6.4 có thể thay đổi một cách dễ dng để áp dụng cho trờng
hợp lan truyền sóng với tốc độ pha l c. Kết quả nhận đợc dễ dng bằng cách thay thế
U bằng U- c trong phơng trình (6.43). Tốc độ pha của sóng Rossby trong tầng bình
lu nhìn chung l nhỏ hơn so với tốc độ gío trong đới gió đông tầng bình lu trong mùa
- 261 -

hè. Có khả năng nó lan truyền trong đới gió tây, tơng tự nh trong tầng bình lu
mùa đông có thể xảy ra trong đới gió tây. Các sóng di nhất có thể lan truyền nhanh
nhất, trong khi đó các sóng ngắn hơn dễ bị mờ nhạt. Hiệu ứng lọc của tầng bình lu ổn
định trong đới gió tây đợc minh hoạ trên Hình 9.1, đợc giải thích một cách dễ dng.
Tất nhiên, lý thuyết từ mục 6.4 có sự lý tởng hoá rất cao, v sự giả thiết hằng số N v
U rất gần với sự thực. Công thức Eliasen-Palm cho ta một cách mở rộng lý thuyết cho
các điều kiện tổng quát hơn. Trong phần ny, ta sẽ tập trung chú ý vo tình hình mùa
đông để đánh giá các tính chất của các khả năng vận chuyển của các sóng hnh tinh
tầng bình lu.
Dòng nhiệt đợc vận chuyển bởi sự lan truyền thẳng đứng của sóng Rossby đợc
đa vo phơng trình (6.53) đối với hình thể đơn giản nhất của sự lan truyền thẳng
đứng trong một vùng gió vĩ hớng đồng nhất. Ngoi dòng nhiệt đợc vận chuyển trực
tiếp bởi các xoáy còn có sự vận chuyển nhiệt bởi xoáy gián tiếp bởi ảnh hởng của xoáy
đối với hon lu trung bình kinh hớng. Tính chung hiệu ứng ny xác định ton bộ
lợng nhiệt đợc các xoáy vận chuyển. Các ý tởng tơng tự cần đợc thảo luận về sự
vận chuyển của một số yếu tố nh ôzon bởi hon lu tầng bình lu trong mùa đông,
vấn đề ny sẽ đợc đề cập lại trong mục tiếp theo. Xoáy v các thnh phần kinh hớng
của dòng n
hiệt có xu hớng bị triệt tiêu, kết quả của quá trình đã đợc trình by trong

mục 4.4. Trong đó chúng tôi đã chỉ ra rằng cực đại của dòng nhiệt xoáy hớng cực ở
miền ôn đới sẽ tạo nên hon lu nhiệt trung bình kinh hớng gián tiếp. Hon lu kinh
hớng ny có xu thế vận chuyển nhiệt đi xuống v về phía xích đạo, trong khi đó dòng
nhiệt trực tiếp do các xoáy lại có hớng ngợc lại. Để có đợc một lập luận chặt chẽ
hơn, ta sẽ quay trở lại các phân tích trong mục 4.4, ở đây ta dùng độ cao giả z lm toạ
độ thẳng đứng do vấn đề có liên quan với tầng bình lu.
Các phơng trình trung bình Eulerian trong các toạ độ Đềcác địa phơng đợc cho
ra trong các phơng trình (4.27) v (4.28) cùng với phơng trình gió nhiệt (4.29). Thay
độ cao giả z vo ta có thể viết lại nh sau






1
**
Fvu
y
vf
t
u






(9.1)

Qv
y
w
g
N
t
**
2
R








(9.2)
Cùng với phơng trình cân bằng gió nhiệt





y
g

z
u
f
R







(9.3)
v phơng trình liên tục





0w
z
1
y
v
R
R

(9.4)
Ta sẽ có một phép biến đổi hữu ích đối với các phơng trình trên nếu ta định nghĩa
phần gió d dới dạng
- 262 -






















zR

**
R
R
r
v
z
1
vv (9.5a)


















zR
**
r
v

y
ww (9.5b)
Phần gió kinh hớng d vẫn thoả mãn phơng trình liên tục cho nên nó xác định
một hon lu kinh hớng d. Thay vo các phơng trình nhiệt động lực v phơng
trình động lợng ta có




1
R
r
FF
1
vf
t
u






(9.6)




Qw
g

N
t
r
2
R





(9.7)
Các phơng trình ny đợc gọi l phơng trình biến đổi Eulerian trung bình (TEM).
Lu ý rằng, số hạng xoáy chỉ xuất hiện rõ rng trong phơng trình động lợng, trong
đó các kết quả tổ hợp của dòng nhiệt v dòng động lợng đợc chứa trong số hạng
F. Phơng trình nhiệt động lực cho thấy rằng trong các dòng dừng, hon lu kinh
hớng d hon ton phù hợp với gradien của quá trình đốt nóng. Hon lu trung bình
Eulerian phát sinh bởi dòng nhiệt hớng cực đã đợc loại bỏ khỏi các hon lu d
bằng cách biến đổi các phơng trình (9.5a,b).
Xét các điều kiện dừng, dòng không ma sát v đoạn nhiệt, các phơng trình TEM
cho ta một kết quả quan trọng, gọi l định lý Eliassen-Palm. Xét trờng hợp đặc biệt,
dòng dừng, không ma sát v đoạn nhiệt. Khi đó các phơng trình TEM có dạng sau


F
1
vf
R
r

(9.8a)



0ws
r
2

(9.8b)
Phơng trình (9.8b) kết hợp với phơng trình liên tục, trong đó [w]
r
= [v]
r
=0, v vì vậy

0F.

(9.9)
Phơng trình trên không cho thấy dòng xoáy bằng 0. Nó chỉ cho thấy sự biến đổi của
[v
*

*
] theo phơng thẳng đứng v của [u
*
v
*
] theo phơng ngang sao cho dòng Eliassen-

Palm có độ phân kỳ bằng không. Đó l trờng hợp sóng Rossby lan truyền theo
phơng thẳng đứng đã đợc thảo luận trong Chơng 6. Ta đã biết rằng dòng nhiệt
hớng cực liên quan với sóng ny rất đáng kể. Tuy nhiên, sự biến đổi của nó theo
phơng thẳng đứng sao cho





0v
z
**
R




(9.10)
Tức l, phơng trình (9.9) đợc thoả mãn nếu [u
*
v
*
] = 0. ý nghĩa vật lý của phơng
trình ny l mặc dù có mối liên quan giữa dòng nhiệt hớng cực v sóng Rossby nhng
nó vẫn cân bằng với dòng nhiệt hớng về xích đạo đợc vận chuyển bởi hon lu trung
bình Eulerian đã phát sinh.
- 263 -

Ta đã sẽ xét các hình thế khác trong đó lý thuyết Eliassen-Palm không đúng.
Thông lợng nhiệt với một mode Eady phát triển, đã đợc nhắc đến trong mục 5.4

không thoả mãn đợc 0F.

, thậm chí với mô hình xoáy l đoạn nhiệt v không ma
sát. Thực vậy, có sự phân kỳ không xác định của F

trong một lớp mỏng gần biên dới,
v tơng ứng l sự hội tụ ở gần biên trên. Nguyên nhân l sóng Eady có biên độ theo
quy luật luỹ thừa, nên chúng không liên quan với dòng dừng. Mặc dù hon lu kinh
hớng phát sinh cân bằng với dòng nhiệt hớng cực truyền đi bởi mode Eady nhng
chúng vẫn không hon ton bù đắp đủ cho nó, cho nên vẫn có sự vận chuyển nhiệt về
phía cực. Trong hon lu ton cầu tầng đối lu ta cũng áp dụng việc xem xét tơng tự.
Vòng hon lu Ferrel l sự truyền nhiệt gián tiếp v cũng có xu hớng vận chuyển
nhiệt về phía xích đạo. Nhng các dòng rất bất ổn định chịu tác động của lực ma sát
gần bề mặt. Do đó dòng nhiệt hớng cực l do các xoáy trong tầng đối lu ở miền ôn
đới.
Lập luận của ta quá xa so với các lý thuyết tuyến tính về sự lan truyền sóng
Rossby theo phơng thẳng đứng. Bản chất của sóng Rossby l sự dịch chuyển nhỏ theo
kinh hớng của phần tử khí. Phần tử khí bảo tồn xoáy thế của khi nó di chuyển vo
vùng m ở đó xoáy thể ở biên l khác nhau. Sự phát sinh các hon lu có xu hớng
quay trở lại sóng Rossby về vĩ độ ban đầu của nó, bản sao xu hớng hồi phục sinh ra
trong chuyển động sóng. Lu ý rằng sự dịch chuyển ny l hon ton thuận nghịch.
Tuy nhiên, khi sóng Rossby lan truyền lên cao hơn thì biên độ của nó có thể thay
đổi v có thể dẫn tới sự biến dạng không thuận nghịch đối với đờng đẳng trị xoáy
thế
hoặc phá vỡ nó.
ít nhất có hai cơ chế phá vỡ.
Cơ chế thứ nhất hoạt động thậm chí khi [u] bằng hằng số; theo phơng trình
(6.45) biên độ tăng theo hm mũ theo độ cao khi sóng lan truyền đến các mực m ở đó
có mật độ nhỏ hơn. Mật độ hoạt động của sóng đợc bảo ton khi sóng lan truyền đến
các mực cao hơn, nhng sự dịch chuyển trung bình của phần tử khí tăng. Điều đó có

nghĩa l trên mực nhất định, giả thiết tuyến tính không thoả mãn. Đặc biệt, điều đó
sẽ xẩy ra khi sự dịch kinh hớng của phần tử khí trở nên tơng đơng với bớc sóng.
Trong hình thế đó, các đờng đẳng trị xoáy thế bị biến dạng mạnh, v xoáy thế bị kéo
thnh các dải di. Các dải di đó l bất ổn định chính áp v có thể bị chia thnh các
xoáy riêng biệt. Sự bất ổn định có nghĩa l sự biến dạng của các đờng đẳng trị xoáy
thế nhanh chóng trở nên không thuận nghịch. Các quá trình trên tan có thể hoạt động
đối với các nhiễu động quy mô nhỏ v san bằng các trờng xoáy thế. Những quá trình
đó không dễ dng mô tả bằng các mô hình giải tích v sự giảm nhanh của quy mô lm
cho chúng rất khó đợc đa vo biểu diễn trong mô hình số. Kết quả các chi tiết của
các quá trình bão ho không đợc hiểu đầy đủ. Tuy nhiên, hiệu ứng trên sẽ xáo trộn
xoáy thế trong ton bộ vùng có sóng Rossby bão ho sinh ra một vùng rộng m ở miền
ôn đới nơi gradien xoáy thế l nhỏ.
Cơ chế gián đoạn thứ hai có thể liên quan tới lan truyền kinh hớng hoặc lan
truyền thẳng đứng, v xảy ra khi gió vĩ hớng biến đổi theo độ cao. Đặc biệt, nếu [u]
đổi dấu thì một đờng tới hạn, nh đã nói tới trong Chơng 6, sẽ liên quan với vị trí
của các điểm, tại đó [u] = 0. Khi sóng Rossby tiệm cận với một đờn
g tới hạn thì biên
- 264 -

độ của sóng tăng theo chiều cao v vận tốc nhóm sẽ giảm. Các giả thiết về độ tuyến
tính sẽ không đợc thỏa mãn v sự phân chia không thuận nghịch v sự xáo trộn của
trờng xoáy thế sẽ xuất hiện; sóng Rossby sẽ bị gián đoạn theo cách nh khi biên độ
tăng khi có sự giảm của mật độ.
Có sự tơng tự giữa sự bão ho v sự tiêu tán của các sóng Rossby lan truyền theo
phơng thẳng đứng v tác động nổi bật của sóng trọng trờng bề mặt trong vùng nớc
sâu khi chúng tiến đến sát bờ biển thoải dốc. Khi sóng lan truyền vo vùng nớc nông
thì chúng trở nên nghiêng hơn. Cuối cùng sóng trở nên biến dạng mạnh v tan biến.
Điều đó có nghĩa l sự thay thế độ sâu của lớp nớc có liên quan với chuyển động của
sóng trở nên không thuận nghịch, v xảy ra quá trình thu hẹp của quy mô chuyển
động. Sự tơng tự ny l cơ sở để nhiều tác giả giải thích sự gián đoạn của sóng

Rossby trên quy mô hnh tinh ở phần giữa tầng bình lu, v xét đến các vùng có
gradien xoáy thế nhỏ nh "vùng trn bình lu."
Trên Hình 9.8 l bản đồ phân bố xoáy thế Ertel (xem phơng trình (1.79)) trên bề
mặt có nhiệt độ thế vị l 850K trong mùa đông Bắc Bán Cầu. Xoáy bị hạn chế bởi dòng
xiết trên cao cho đến khi trờng xoáy thế đạt cực đại, bị biến dạng bởi sự lan truyền
theo phơng thẳng đứng của các sóng Rossby phần lớn có số sóng 1 hoặc 2. Trên Thái
Bình Dơng, một dải di có xoáy thế cao bị tách khỏi xoáy chính, v bị cuốn vo vòng
xoáy chôn ốc. Vùng rộng có gradien xoáy thế nhỏ, khác thờng đó đợc gọi l vùng
sóng thần.

Hình 9.8 Xoáy thế Ertel tại mặt đẳng nhiệt độ thế vị 850K ngày 03/12/1981, biểu diễn ví dụ về hiện
tợng gián đoạn của sóng hành tinh. Khoảng giữa các đờng đẳng trị 10
-4
Km
2
kg
-1
s
-1
(nghĩa là
100ĐTU), vùng đậm chỉ các đại lợng nằm trong khoảng 300 và 400 ĐTU. Đờng vĩ tuyến bên ngoài
là 30
o
N (Theo A.Oneill)
Cũng nh sự hỗn hợp xoáy thế ở miền ôn đới, sự gián đoạn sóng Rossby có xu
hớng tăng cờng gradien của xoáy thế xung quanh xoáy chính vùng cực. Hiện tợng
ny xuất hiện khi các biến dạng yếu đối với tạo xoáy thnh dải mảnh di, đã xáo trộn
trong vùng sóng trn, lm cho các lỡi xoáy trơn v sắc nét hơn trớc. Hiệu ứng ny
- 265 -

khá giống với cơ chế chuyển đổi tại các mấu nhô ra của thực vật. Quá trình ny l đặc
biệt quan trọng vo mùa đông của Nam Bán Cầu, nơi các xoáy ít bị biến dạng. Sự tăng
gradien ở rìa xoáy biểu thị sự trao đổi vật chất v nhiệt xoáy v vùng sóng trn. Vo
mùa đông, nhiệt trở nên rất thấp, v các tạp chất còn lại có thể tích lũy v các phản
ứng hoá học xảy ra, ngoại trừ sự xáo trộn v đợc vận chuyển tới các vĩ độ thấp hơn
nơi chúng bị phân ly bởi ánh sáng mặt trời. Sự tạo thnh "mạch chặn" lạnh đó l một
yếu tố quan trọng trong sự tạo ra lỗ thủng tầng ôzon m mọi ngời đều rõ.
Bây giờ ta quay lại nghiên cứu sự lan truyền theo phơng thẳng đứng của sóng
Rossby trong tầng bình lu. Ta có thể sử dụng lý thuyết từ mục 6.5 trong phạm vi
nhất định để phân tích sự lan truyền của sóng Rossby trong dòng vĩ hớng U = U (y,
z'). Bằng cách tạo ra một phép xấp xỉ "biến đổi chậm", ta có thể theo dõi sự lan truyền
của sóng trong các vùng có U khác nhau. Nh đã biết trong mục 6.5, vectơ dòng
Eliassen-Palm song song với vận tốc nhóm địa phơng. Nhng trong điều kiện không
ma sát, dừng v đoạn nhiệt ta có thể áp dụng định lý Eliassen-Palm v do đó dòng
Eliasen-Palm phải có độ phân kỳ bằng không. Bây giờ xét trờng hợp đã mô tả trong
Hình 9.9, ta thấy gió vĩ hớng đổi dấu tại một số mực trong tầng bình lu. Sóng dừng
Rossby không thể lan truyền trong đới gió đông. Chúng đạt cực tiểu v, nh đã biết từ
phơng trình (6.54), dòng nhiệt hớng cực của chúng bằng không. Trong khu vực đó cả
F.

v F

đều bằng không. Trong đới gió tây, F.

phải bằng không nhng F

nhìn
chung khác không. Ví dụ đơn giản nhất l mô hình Charney-Drazin, F

sẽ theo phơng

thẳng đứng v không đổi theo chiều cao. Lân cận của "mực tới hạn" nơi U = 0 phải có
sự hội tụ rất lớn của F

, do đó không thể áp dụng đợc định lý Eliassen-Palm. Giả
thiết lực ma sát v nhiệt lợng còn lại l nhỏ thì cách giải đơn giản nhất l dự đoán
các dòng sẽ trở nên không dừng tại mực ny. Phơng trình (9.6) cho ta thấy rằng tính
không đứng im đó thể hiện qua sự tăng cờng đới gió đông tại mực tới hạn. Do đó, nếu
có dòng sóng không đổi hoạt động trong ở phần dới tầng bình lu thì khu vực gió
đông sẽ hạ thấp xuống dới cho đến khi lấp đầy tầng bình lu.
Quá trình ny chính l cơ sở của các lý thuyết hiện nay giải thích những đợt nóng
đột ngột trong tầng bình lu. Khi đới gió đông đợc hình thnh tại mực cao hơn (nơi
giả thiết về nhiệt v không ma sát không thoả mãn v không thể áp dụng định lý
Eliassen-Palm cho khí quyển), thì ở vùng gió đông có thể hạ xuống với một quy mô
thời gian động lực tơng đối ngắn. Khi hệ thống gió đông hình thnh thì hoạt động
sóng sẽ thực sự tan biến, v hệ thống gió tây có thể đợc hồi phục lại với quy mô thời
gian bức xạ nhỏ hơn. Sự tăng nhiệt độ có liên quan với các vòng hon lu kinh hớng
duy trì cân bằng gió nhiệt khi gió vĩ hớng thay đổi. Dễ dng thấy rằng trong tầng
bình lu tầng kết ổn định sẽ có sự di chuyển của không khí do sự biến đổi lớn của
nhiệt độ.
- 266 -


Hình 9.9 Sơ đồ minh họa sự lan truyền thẳng đứng của sóng Rossby dừng vào khu vực gió đông
9.3 Sự hình thnh v vận chuyển Ôzon
Sự phân bố ôzon trong tầng bình lu đã đợc trình by trong các mục trớc. Hình
9.10 biểu diễn sự phân bố ton cầu của ôzon nh một hm của vĩ độ v độ cao, trong
khi đó Hình 9.11 lại biểu diễn tổng lợng ôzon trong một cột khí quyển trên bề mặt
trái đất tại các vĩ độ khác nhau v thời gian khác nhau trong năm. Mật độ ôzon
thờng lớn nhất ở độ cao khoảng 20-25 km trên các miền nhiệt đới. Tuy nhiên, tại các
vùng cực tầng ôzon thờng rất mỏng vo mùa đông v mùa xuân, do đó tổng lợng

ôzon trong một cột khí bão hòa sẽ đạt cực đại vo mùa xuân tại các vĩ độ cao. Ta đã
biết, "lỗ thủng tầng ôzon" gần đây đã mở rộng vo mùa xuân ở Nam Bán Cầu l do sự
phá hủy ôzon cực đại vo mùa xuân ở các vùng vĩ độ cao của Nam Bán Cầu. Trong
mục ny ta sẽ xét các đặc điểm cơ bản của sự phân bố ôzon bắt đầu bằng việc xem xét
quá trình quang hoá tạo ôzon. Nhng ở phần dới trong tầng bình lu, quy mô thời
gian của bình lu kinh hớng rất ngắn so với quy mô thời gian cân bằng quang hoá,
v sự phân bố ôzon thay đổi mạnh khi do sự vận chuyển của các dòng khí.
Ôzon hình thnh do quá trình quang hoá phân ly các phân tử ôxy do tác động của
tia cực tím, v quá trình tiếp theo l sự tổ hợp của ôxy tự do với nguyên tử ôxy. Ôzon
bị phân huỷ bởi tác động của ánh sáng mặt trời v một số chất xúc tác khác nh
nguyên tố hydrôxyl, NO v các nguyên tử Cl do hoạt động của con ngời.
- 267 -

Hình 9.10 Mặt cắt thẳng đứng vĩ độ-độ cao của độ tập trung ôzon đối với (a) tháng 1; (b) tháng 3, dựa
trên số liệu khí hậu CIRA của Fleming và cộng sự (1990). Khoảng giữa đờng đẳng trị là 10
18
phân
tử/m
3
, vùng đậm có giá trị vợt quá 3 x 10
18
phân tử/m
3
Trong phần lớn tầng bình lu, tốc độ hình thnh v phá huỷ ôzon tơng đơng với
quy mô thời gian động lực, nên ôzon trong tầng bình lu đóng vai trò quan trọng trong
việc phát sinh ra các dị thờng lớn. Tác động qua lại giữa quá trình vận chuyển v
quá trình quang hóa ny đã tạo ra nguyên nhân đẩy mạnh việc nghiên cứu hon lu
tầng bình lu trong những năm gần đây. Trong chuyên khảo ny, ta chỉ đi sâu nghiên
cứu những kiến thức rất cơ bản về quá trình quang hoá ôzon trong tầng bình lu.

Hình 9.11 Biểu thị vĩ độ-thời gian của tầng mật độ theo cột khí tính trong đơn vị Dobson. Vùng đậm
là vùng không quan trắc đợc do không nhận đợc ánh nắng mặt trời. Đồ thị lập trên số liệu TOMS
trong thời kỳ 1984-1988, trích từ số liệu địa vật lý SERC.
Phản ứng hoá học đầu tiên để tạo ra ôzon đợc gọi l "sơ đồ Chapman", đợc
Chapman tìm ra đầu tiên vo năm 1935. Sơ đồ bao gồm chuỗi phản ứng l sự phân ly
phân tử ôxy bởi bức xạ lợng tử đủ mạnh
O
2
+ hv O + O (9.11)
Năng lợng cần thiết để quang phân ly phân tử ôxy cho thấy l phản ứng ny chỉ có
thể hoạt động đối với bớc sóng nhỏ hơn 246nm. Nguyên tử ôxy đợc sinh ra do một
phản ứng mạnh hơn, v nhanh chóng kết hợp với nhau thnh các phân tử thích hợp,
trong đó có phân tử (gồm hai nguyên tử) ôxy. Phản ứng đầu tiên tạo ra ôzon l
O + O
2
+ M O
3
+ M (9.12)
- 268 -

trong đó, M l phân tử thứ ba, thờng l N
2
hoặc O
2
. Phân tử thứ ba ny đóng vai trò
l chất xúc tác. Cần phải có một xung lợng d để liên kết O v O
2
trong khi năng
lợng v động lợng đều bảo ton. Chapman cũng đã xác minh phản ứng phân hủy
ôzon; Sự cân bằng giữa các quá trình phân huỷ v tái tạo ôzon sẽ xác định mật độ tập

trung của ôzon, ôzon tạo thnh trong phơng trình (9.12) dới tác động của bức xạ
mặt trời có bớc sóng nhỏ hơn 1140 nm
O
3
+ hv O
2
+ O (9.13)
Cuối cùng, một phản ứng kết hợp O v O
3
tạo thnh hai phân tử O
2

O
3
+ O 2O
2
(9.14)
Do mật độ của cả O
3
v O l rất thấp nên phản ứng cuối cùng ny tơng đối chậm.
Các phản ứng ny có thể đợc dùng để đánh giá mật độ cân bằng quang hoá của
ôzon. Điều ny dựa trên định luật tập trung khối lợng, định luật đó đợc phát biểu
nh sau: tốc độ phản ứng của hai quá trình l tỷ lệ với tích của mật độ của chúng. Tức
l, đối với một phản ứng đơn giản có dạng nh sau
A + B
C (9.15)
thì tốc độ tạo ra phân tử C đợc tính nh sau

BA
c

nkn
dt
dn
(9.16)
trong đó, n
A
, n
B
v n
C
gọi chung l các mật độ số, tức l, số lợng phân tử trên một đơn
vị thể tích, của chất phản ứng A, B v C v k l tốc độ phản ứng, thờng l một hm
của nhiệt độ, với độ nhọn lớn.
áp dung cho sơ đồ Chapman, từ định luật tác động khối
lợng ta tính đợc mật độ số của phân tử ôzon, n
3
, l

2/1
33
M22
23
kJ
nkJ
nn

(9.17)
trong đó n
2
v n
M
tơng ứng l mật độ số của phân tử ôxy v chất xúc tác M, k
2
v k
3

tơng ứng l tốc độ phản ứng của các phơng trình (9.12) v (9.14) v J
2
, J
3
l tốc độ
quang phân ly có liên quan tới các phản ứng (9.11) v (9.13). Tốc độ quang phân ly ny
phụ thuộc vo sự phân bố của ôzon, vì chúng đặc trng cho lợng tia cực tím đến đợc
vị trí đang xét. Một phần tia cực tím ny sẽ bị O
3
v O hấp thụ khi nó truyền qua tầng
cao hơn của khí quyển. Tốc độ J
2
tăng nhanh theo chiều cao so với J
3
, do đó, từ phơng
trình (9.17) ta sẽ tìm đợc giá trị cực đại của mật độ số của ôzon trong tầng bình lu.

Tuy nhiên, sơ đồ lại cho ta thấy có quá nhiều ôzon, v tất nhiên không thể giải thích
cho các đặc trng phân bố nh l sự xuất hiện cực đại vo mùa xuân. Hơn nữa, sơ đồ
quang hoá cũng cho ta thấy sự phân bố ôzon có tơng quan chặt chẽ với sự phân bố
của bức xạ sóng ngắn.
Có hai dạng của lý thuyết cân bằng quang hoá đơn giản. Thứ nhất l các phản
ứng hoá học có xúc tác, thờng cuốn các thnh phần xúc tác của khí quyển, có thể lm
thay đổi phản ứng hoá học trong sơ đồ Chapman. Thứ hai l sự vận chuyển khí quyển
có thể phân bố lại ôzon.
- 269 -

Sự biến dạng quan trọng nhất về mặt hoá học l chất xúc tác trong phản ứng
phân huỷ ôzon. Giả sử các chất đó l X. Khi đó quá trình phân hủy ôzon đợc viết nh
sau
X + O
3
XO + O
2
(9.18a)
XO + O
X + O
2
(9.18b)
Các quá trình trên chủ yếu l để kết hợp O với O
3
tạo thnh phân tử O
2
, xúc tác X
không bị phân hủy v tiếp tục tham gia vo quá trình phân hủy ôzon tiếp theo. Các
chất xúc tác quan trọng nhất l OH, NO v Cl. OH đợc hình thnh tự nhiên bởi sự
quang phân ly hơi nớc. NO cũng bắt nguồn từ tự nhiên, đó l đốt đèn v quang phân

ly amoniac v các hoạt động vị sinh khác tạo ra hỗn hợp N. Nó cũng đợc tìm thấy
trong các khí thải của máy bay bay trong tầng bình lu. Có ý kiến cho rằng một số
máy bay siêu tốc có thể ảnh hởng tới tầng ôzon. Một chất khí gây nguy hiểm nhiều
nhất cho tầng ôzon l Cl, đây l loại khí có nguồn gốc hon ton nhân tạo v đợc
hình thnh từ nhiều phản ứng phức tạp khác nhau, bắt đầu với sự quang phân ly chất
hoá học có tên l chlorofluorocarbons. Có thể chắc chắn rằng có một lỗ hổng tầng ôzon
lớn đợc quan trắc vo mùa xuân ở Nam Bán Cầu v một lỗ hổng nhỏ hơn quan trắc
thấy ở Bắc Bán Cầu.
Một phép tính về mật độ cân bằng quang hoá của ôzon, chu trình phân huỷ có tính
đến các chất xúc tác, l một chu trình khá phức tạp. Các quá trình quang hoá sản sinh
ra chất xúc tác cung cần đợc đa vo thống kê ny. Hơn nữa, hiệu ứng ảnh hởng
của chất xúc tác đối với sự tập trung ôzon không chỉ l khả năng xúc tác m có sự tác
động giữa chúng với nhau. Một số lợng lớn các phản ứng nhiều phản ứng có tốc độ
khác nhau, nhanh chóng trở nên cần thiết.

Hình 9.12 Phân bố cân bằng quang hoá của ôzôn vào tháng 3. Tính toán đợc thực hiện bởi J. Haigh
(xem chi tiết trong mô hình của Haigh, 1985). Đờng đẳng trị nh chú thích trên Hình 9.10
Hình 9.12 biểu diễn sự phân bố cân bằng quang hoá trung bình vĩ hớng của ôzon
trong mùa xuân. Mật độ đạt cực đại tại xích đạo, tại độ cao 40-50km. Điều ny l khác
xa so với sự phân bố của ôzon trong tầng bình lu vo thời gian ny trong năm, trên
Hình 9.10 v 9.11. Mật độ cực đại của ôzon đợc quan trắc thấy tại các vùng vĩ độ cao
ở bán cầu mùa xuân, tại các mực thấp hơn 20km. Kết quả ny cho ta thấy rằng sự vận
- 270 -

chuyển ôzon từ các vùng hình thnh gần xích đạo đến các vùng cực vo mùa đông v
mùa xuân l một quá trình rất quan trọng. Chú ý rằng Hình 9.11 không phải l sự
phân bố ôzon ổn định đối với mùa xuân Nam Bán Cầu vì nó chỉ dựa trên số liệu của
một vi năm về trớc. Mực ôzon trong tầng bình lu vo mùa xuân hiện đang có nguy
cơ bị suy giảm nghiêm trọng trên Nam Cực, nguyên nhân l do khí quyển bị ô nhiễm
bởi chất Clo do hoạt động của con ngời.

Trong chuyên khảo ny, chúng tôi chỉ quan tâm đến ảnh hởng của chuyển động
khí quyển tới sự phân bố quy mô lớn của ôzon. Trong phần trên tầng bình lu, tại độ
cao khoảng 30km đến 50km câu trả lời l hon ton khó khăn. Tại các mực ny, mật
độ ôzon đạt đợc cân bằng quang hoá của nó trong một thời gian khá ngắn, tất nhiên
l ngắn so với khoảng thời gian để khí quyển có thể vận chuyển ôzon từ bình lu đến
các vùng m ở đó nhiệt độ, áp suất hoặc chế độ bức xạ khác nhau đáng kể.
ở phần
dới tầng bình lu, các tốc độ quang hoá trở nên nhỏ nên thời gian cần để đạt đợc cân
bằng quang hoá sẽ l khoảng vi tuần, di hơn nhiều so với quy mô thời gian động lực
đặc trng. Khi đó, ở phần dới tầng bình lu, ôzon sẽ đợc vận chuyển gần nh hon
ton các chất bảo ton còn lại. Thực tế sự tập trung mật độ ôzon lớn nhất của ôzon l ở
phần dới tầng bình lu, chứng tỏ sự vận chuyển ôzon từ các vùng sản sinh ôzon l
một quá trình rất quan trọng. Hơn nữa, tổng lợng ôzon d thừa trong một cột khí
quyển đạt cực đại tại các vĩ độ cao trong mùa xuân, nơi tốc độ sản sinh quang hoá vẫn
đợc cho l rất thấp; v không có đủ quang năng để sản sinh ôzon do phản ứng quang
hoá vẫn đợc cho l rất thấp; v không có đủ khả năng để sản sinh lợng ôzon lớn
quan trắc đợc. Một lần nữa ta thấy phải có sự vận chuyển lợng ôzon đáng kể từ các
vùng vĩ độ thấp hơn.

Hình 9.13 Sơ đồ minh hoạ hoàn lu Brewer-Dobson dùng để giải thích sự phân bố quan trắc đợc
với các chất xúc tác trong phần dới tầng bình lu
Hon lu Brewer-Dobson đợc đề xuất vo những năm 40 của thế kỷ 20 để giải
thích cho sự phân bố của ôzon quan trắc đợc v các thnh phần khác còn lại trong
- 271 -

phần dới tầng bình lu. Hon lu ny đợc minh họa trên Hình 9.13 với một vòng
hon lu kinh hớng ở mỗi bán cầu, với không khí thăng lên bình lu tại các miền
nhiệt đới, chuyển động hớng cực, chuyển động giáng v quay trở lại tầng đối lu tại
các vùng vĩ độ cao. Một hon lu khối lợng nh vậy sẽ vận chuyển ôzon từ vùng sản
sinh ở nhiệt đới v tích luỹ nó ở các vùng cực, điều ny giải thích cho giá trị cực đại ở

vùng cực vo mùa xuân. Tất nhiên một hon lu nh vậy, suy luận từ mật độ của các
thnh phần còn lại, đợc gọi l hon lu Lagrangian. Thử nghiệm suy luận hon lu
kinh hớng từ tốc độ đốt nóng v các dòng nhiệt v dòng động lợng của xoáy, nh đã
trình by trong Chơng 4, ta thu đợc một hon lu trung bình Eulerian khác. Từ
những sai lầm đó nên ta cần phải theo dõi hon lu Brewer-Dobson trong một thời
gian di để hiệu chỉnh. Trong thời gian gần đây, đã có rất nhiều sự đổi mới quan niệm
về hon lu Eulerian v các xấp
xỉ của nó, đó l hon lu trung bình đẳng nhiệt độ
thế vị hoặc hon lu nh đã giới thiệu trong mục trớc.
Mật độ của ôzon trong phần tử không khí có thể đợc tính theo công thức

3
3
3
3
C
z
c
wc.v
t
c







(9.19)
trong đó, c

3
l tỷ số xáo trộn của ôzon, C
3
biểu thị tốc độ tái tạo hay phân hủy quang
hoá ôzon. Chú ý rằng nếu c
3
biểu thị tỷ số hỗn hợp thể tích thì nó sẽ lỷ lệ thuận với
mật độ số phân tử số n
3
trong phơng trình (9.17). Theo lý thuyết, C
3
sẽ đợc viết lại
thnh các số hạng của mật độ cân bằng c
E
v quy mô thời gian quang hoá
E


E
3E
3
cc
C


(9.20)
c
3
giảm theo c
E

theo quy luật hm mũ với qui mô thời gian
E
. Điều kiện ny sẽ đợc
thoả mãn nếu c
3
không khác quá nhiều so với c
E
v có thể l một phép sấp xỉ hữu ích
đối với mục đích giáo dục. Lu ý rằng phơng trình (9.19) đợc coi nh một dạng
phơng trình nhiệt động lực l các số hạng của ; đạo hm c
3
không ảnh hởng trực
tiếp đến chuyển động của khí quyển nh . Lấy trung bình vĩ hớng phơng trình
(9.19)

3
*
3
*
R
R
*
3
*
333
Ccw
z
1
cv
yz
c
w
y
c
v
t
c

(9.21)
Khó có thể đa ra một cách no để lm đơn giản hơn phơng trình ny. Trong trờng
hợp đặc biệt, mật độ của ôzon thay đổi rất nhanh theo độ cao, cho nên ta không cần
giải thích việc bỏ qua các số hạng bình lu thẳng đứng nh ta đã lm với phơng trình
nhiệt động lực trong quy mô tựa địa chuyển. Các số hạng khác nhau trong phơng
trình vận chuyển ny rất khó ớc lợng từ số liệu quan trắc do đó [v] về trị số sẽ bằng
O(Ro), v chuyển động thẳng đứng thậm chí bị triệt tiêu trong tầng bình lu nhiều
hơn trong tầng đối lu do ở đây tầng kết rất ổn định. Khi ớc lợng đánh giá các số
hạng ta thấy có một sự triệt tiêu lẫn nhau giữa sự vận chuyển bởi hon lu trung bình
v bởi các xoáy. Điều ny liên quan chặt chẽ với nhiệt lợng trong tầng bình lu, nh
đã đợc thảo luận trong phần trớc; các dòng nhiệt trung bình v dòng nhiệt xoáy
dờng nh bị triệt tiêu.
- 272 -

Trong giới hạn nhất định có thể chỉ ra rằng hon lu kinh hớng phát sinh, xác
định bằng phơng trình (9.5a, b), biểu diễn vận tốc vận chuyển hữu hiệu đối với các
chất hoá học. Khi đó phơng trình (9.21) sẽ có dạng

3
3
r
3
r
3
C
z
c
w
y
c
v
t
c









(9.22)

Các điều kiện cho phơng trình ny l các xoáy phải tuyến tính, dừng v đoạn nhiệt.
Vì vậy các chất còn lại đợc vận chuyển bởi những hon lu bị chi phối bởi đốt nóng
trung bình vĩ hớng v ma sát. Trong trờng hợp lý tởng khi đốt nóng v ma sát đều
bằng không, lý thuyết phi gia tốc thỏa mãn v thnh phần vận tốc còn lại bằng không.
Khi đó phơng trình (9.22) cho ta thấy rằng có thể áp dụng lý thuyết phi vận chuyển;
mật độ trung bình vĩ hớng của ôzon nhìn chung sẽ không tơng quan với các nguồn
hay các khu vực tiêu tan sinh v nguồn mất trung bình vĩ hớng




0C
t
c
3
3



(9.23)
Thực tế, trờng hợp đặc biệt ny không xẩy ra, v chắc chắn rằng sự phân bố của
ôzon chịu tác động mạnh mẽ của hon lu tầng bình lu. Các điều kiện thoả mãn định
luật phi vận chuyển đã bị biến đổi theo nhiều cách. Bản thân các xoáy l phi tuyến
tính v không dừng v chịu ảnh hởng phi đoạn nhiệt của hon lu phát sinh trong
tầng bình lu. Hơn nữa, vấn đề cha chứng minh l sự hồi tiếp giữa các quá trình sản
sinh v phân hủy quang hóa v của bản thân hon lu. Vấn đề ny hiện đang đợc
quan tâm nghiên cứu. Hiện ngời ta đang tập trung vo việc thử nghiệm phát triển
các mô hình ba chiều của hon lu tầng bình lu, trong đó phối hợp một cách hi ho
ton bộ lợng ôzon do phản ứng quang hoá. Đây l một mô hình rất lớn đòi hỏi phải sử
dụng hệ thống máy tính mạnh nhất hiện có. Hiện đang tiến hnh đo sự tăng hiệu ứng

phá huỷ của hoạt động công nghiệp đối v với tầng ôzon.


Hình 9.14 Hàm dòng kinh hớng lấy tỷ trọng theo khối lợng trong tầng bình lu do ảnh hởng của
phân bố các loại bình lu hoá học quan trắc đợc đối với (a) tháng 01/1979 và (b) tháng 03/1979
(Theo Solomon và cộng sự, 1986)
Các mô hình có thể đợc sử dụng để ớc lợng hon lu khối lợng trong tầng
bình lu. Các thám sát, kể cả sự vận chuyển nhiệt của xoáy theo phơng ngang v sự
phân bố của các thnh phần còn lại, cũng có thể đợc dùng để tạo ra một hon lu
kinh hớng v do đó có thể ứơc lợng hon lu khối lợng trung bình Lagrangian.
- 273 -

Hình 9.14 biểu diễn một kết quả ớc lợng hon lu trung bình kinh hớng, dựa trên
một trong những nghiên cứu thám sát đó. Về chất lợng, tơng tự nh đối với hon
lu phát sinh, thậm chí không thoả mãn các điều kiện để nhận biết sự vận chuyển
hữu hiệu của hon lu v với hon lu phát sinh. Nó cũng rất giống với hon lu
Brewer-Dobson. Đặc trng chủ yếu l chuyển động thăng của không khí ở miền nhiệt
đới v bán cầu mùa hè v với chuyển động giáng trên các vùng cực vo mùa đông. Rõ
rng hon lu ny không chỉ giới hạn trong tầng bình lu v có sự trao đổi vật chất
giữa tầng đối lu v tầng bình lu. Ta sẽ xem xét sự trao đổi ny một cách đầy đủ
trong các mục tiếp theo.
9.4 Sự trao đổi vật chất qua đỉnh tầng đối lu
Đỉnh tầng đối lu l một cấu trúc quan trọng, không thể bỏ qua, trong khí quyển
ton cầu. Nó xác định bằng số hạng gradien nhiệt độ. Giá trị ny thờng bằng
khoảng 6-10K/km trong phần trên tầng đối lu nhng l nhỏ hoặc thậm chí bằng
không ở phần dới tầng bình lu. Tơng tự, tần số Brunt-Vaisala tăng do một trong
hai nhân tố hoặc hơn khi đi qua đỉnh tầng đối lu. Kết quả của trao đổi ổn định tĩnh
thì trờng vận tốc thẳng đứng chẳng hạn đợc tạo nên do gradien nhiệt độ trở nên nhỏ
hơn đáng kể phía trên đỉnh tầng đối lu. Điều ny có thể đợc đánh giá bằng cách giải
phơng trình (4.31) cho trờng hợp tham số ổn định s(p) tăng đột ngột tại đỉnh tầng

đối lu. Trong Chơng 6, ta cũng đã biết rằng sự biến đổi tầng kết tại đỉnh tầng đối
lu có nghĩa l tất cả các sóng ngoại trừ các sóng Rossby có bớc sóng di nhất đều bị
giới hạn tại đỉnh tầng đối lu. Do đó đỉnh tầng đối lu đóng vai trò nh một nắp vung
đối với chuyển động trong tầng đối lu. Trong một số bi toán chẳng hạn nh mô hình
Eady, đỉnh tầng đối lu thờng đợc mô tả bởi một lới m ở đó
w = 0. Tuy nhiên, vẫn
có một vi trao đổi vật chất rất chậm qua đỉnh tầng đối lu, việc tìm hiểu sự trao đổi
ny rất có ý nghĩa đối với hoá học tầng bình lu. Các chất xúc tác hoá học hoạt động
xâm nhập vo tầng bình lu nh thế no, v thời gian tồn tại của chúng trong tầng
đối lu l bao nhiêu. Để trả lời câu hỏi ny ta cần phải biết đợc vị trí v độ lớn khối
lợng trao đổi qua đỉnh tầng đối lu.

Hình 9.15 Sơ đồ mặt cắt thẳng đứng của nhiệt độ thế vị (đờng đứt) và xoáy thế Ertel (đờng liền).
- 274 -

Vùng đậm chỉ khu vực có 1<|q
E
|<2PVU, chỉ rõ miền ranh giới của đỉnh tầng đối lu miền ôn đới
Tơng tự tính bất liên tục trong vận tốc thẳng đứng v gradien tại đỉnh tầng đối
lu, xoáy thế cũng gần nh gián đoạn. Xét xoáy thế Ertel q
E
cho bởi phơng trình
(1.79) v đợc xấp xỉ bởi phơng trình (1.81). Về cơ bản đó l tích của xoáy tuyệt đối
với độ ổn định tĩnh. Nh ta đã suy luận từ Hình 9.1 v 9.2, bản thân độ xoáy liên tục
khi qua đỉnh tầng đối lu thậm chí khuynh hớng xoáy, do tác động kéo di f(w/
z),
sẽ biến đổi một cách cơ bản. Nh sự tăng lớn với số nhân 4 hay hơn của /
z tại đỉnh
tầng đối lu cho thấy xoáy thế sẽ lớn hơn nhiều so với phần dới tầng bình lu. Hình
9.5 biểu diễn mặt cắt thẳng đứng theo q

E
v trong tầng đối lu v phần dới tầng
bình lu dới. Trong ton bộ miền ôn đới, mặt đẳng xoáy thế ít nhiều nằm song song
với đỉnh tầng đối lu. Miền nhiệt đới lại có đặc điểm khác. Sự đổi dấu rất nhanh của
xoáy tuyệt đối gần xích đạo cho thấy bề mặt đẳng xoáy thế phải nằm gần nh thẳng
đứng khi đi sâu vo miền nhiệt đới. Thật vậy, có lẽ sự khác biệt đáng kể về mặt động
lực học giữa miền ôn đới v miền nhiệt đới l bề mặt xoáy thế trong miền ôn đới gần
nh nằm ngang, còn trong miền nhiệt đới gần nh thẳng đứng. Trong miền ôn đới Bắc
Bán Cầu, đỉnh tầng đối lu nằm gần sát với bề mặt xoáy thế q
E
= 2
-6
Km
2
/kgs (gọi
chung l hai đơn vị xoáy thế hay hai PVU). Điều ny cho ta thấy ranh giới động lực
của đỉnh tầng đối lu miền ôn đới l mặt có q = 2PVU. Mặt ny có ý nghĩa vật lý hơn
so với các định nghĩa truyền thống liên quan với gradien theo chiều thẳng đứng.
Từ các quan trắc rađa thám không v các thám sát hng không ta thấy rằng đỉnh
tầng đối lu l lớp chuyển tiếp rõ nét. Rõ rng trên cơ sở bức xạ ta có thể quan trắc
thấy độ ổn định tĩnh nhỏ trong các lớp dới cùng của khí quyển, v các lớp có độ ổn
định lớn hơn trong tầng bình lu. Trong Chơng 3, ta đã biết lớp khí quyển dới độ ổn
định bị phá vỡ nh thế no khi có rất nhiều dòng bức xạ mặt trời lớn đạt tới mặt đất,
trong khi đó bức xạ sóng di phần lớn đợc phát ra từ các mực cao hơn.
ở phần giữa
v phần trên của tầng bình lu, sự đốt nóng có liên quan đến tầng ôzon trở lên lớn
hơn, khoảng 1520 K/ngy ở phần trên tầng bình lu. Do đó, tại các mực ny trên cơ
sở cân bằng bức xạ phải có một cực đại nhiệt độ tuyệt đối. Vì vậy phải có sự vận
chuyển giữa sự ổn định tĩnh thấp gần sát mặt với ổn định tĩnh cao về phía giới hạn
trên của tầng ôzon. Do nguyên nhân no sự vận chuyển ny không mạnh m lại đều

v liên tục. Nguyên nhân l do động lực của hon lu khí quyển cũng nh các tác động
của bức xạ.
- 275 -


Hình 9.16 Sơ đồ profile nhiệt độ khí quyển miền nhiệt đới. Đỉnh mây sẽ nằm ở nơi đờng tầng kết cắt
đờng đoạn nhiệt ẩm từ mực ngng kết. Phía dới đỉnh mây đối lu lặp lại sẽ làm biến đổi profile
môi trờng cho đến khi nó gần với trạng thái đối lu ẩm phiếm định
ở miền nhiệt đới, khí quyển thờng l bất ổn định có điều kiện đối với đối lu ẩm.
Sự đốt nóng tại các vĩ độ ny đợc chủ yếu bởi sự giải phóng ẩn nhiệt trong mây đối
lu. Phần tử khí bão hòa sẽ thăng lên, ít nhiều đều đi theo đờng đoạn nhiệt ẩm, v
sẽ chỉ dừng lại khi nhiệt độ môi trờng lớn hơn nhiệt độ của phần tử khí bão ho. Sự
phát triển lặp lại trong hệ thống mây đối lu, với sự trao đổi nhiệt v ẩm giữa tháp
mây chuyển động thăng v không khí chuyển động giáng xung quanh. Điều đó cho
thấy l khí quyển nhiệt đới tính trung bình ở gần trạng thái tầng kết phiếm định bão
ho. Nói chính xác hơn, khi phơng trình trạng thái biến đổi v có chứa biến lợng hơi
nớc trong phần tử khí thăng lên v lợng hơi nớc chuyển thnh các phần tử mây
nớc đối với mật độ của phần tử khí thăng lên. Lý thuyết đơn giản của không khí
trong mây tích cho phép xác định đỉnh lớp mây.Bên dới đỉnh ny, gradien sẽ gần
bằng grad với đờng đoạn nhiệt ẩm. Bên trên lớp ny đó, các quá trình bức xạ xác
định gradien, gradien ny biểu thị độ ổn định. Điều ny đợc minh hoạ trên Hình
9.16.
Trong các dòng thăng Cumulus cực mạnh, động năng có thể liên quan với phần tử
khí chuyển động thăng. Vận tốc thẳng đứng có thể lớn hơn hoặc bằng 5m/s. Năng
lợng ny có thể nâng một không khí chuyển động thăng qua một số con đờng thâm
nhập vo phần dới tầng bình lu ổn định phía trên đỉnh mây, quá trình ny đợc gọi
l đối lu quán tính. Hình 9.16 minh hoạ
một cấu trúc lớp biên phía trên m trong
khoảng cách đó mây quán tính có thể thâm nhập vo tầng bình lu. Diện tích nằm
giữa tầng kết của môi trờng v profile của phần tử mây nơi phần tử khí lạnh hơn môi

trờng, biểu thị công cần để nâng phần tử khí chuyển động quán tính tới mực nhất
định. Năng lợng ny không thể vợt quá động năng trên một đơn vị khối lợng của
phần tử khí chuyển động thăng. Chỉ một phần nhỏ năng lợng của ton bộ dòng khối
lợng trong mây cumulus có thể tính toán trớc từ đối lu có thể chuyển động quán
tính theo cách ny, nhng không có một bằng chứng chắc chắn cho thấy rằng quá
- 276 -

trình ny l nguyên nhân lm cho không khí tầng đối lu thâm nhập vo tầng bình
lu. Chẳng hạn, độ ẩm tầng bình lu l cực thấp chỉ bằng phần triệu. Phần lớn tầng
bình lu rất xa trạng thái bão ho; do đó ở đó thực tế l không có mây. Tuy nhiên, do
độ cao rất lớn của đỉnh tầng đối lu miền nhiệt đới nên nó rất lạnh v nh vậy không
kể vùng cực vo mùa đông, đỉnh tầng đối lu nhiệt đới l một trong những vùng lạnh
nhất của tầng bình lu. Nhiệt độ đặc trng của đỉnh tầng đối lu có thể tới 60
o
C. Với
nhiệt độ ny, tầng bình lu khó có thể đạt đợc trạng thái bão ho. Từ ti liệu quan
trắc ny ta có thể giả thiết l phần lớn không khí tầng đối lu v cả hơi nớc thâm
nhập vo tầng bình lu l do chuyển động quán tính trong tháp mây vũ tích rất lớn ở
miền nhiệt đới. Không khí hon ton bị khô v rất lạnh do nó đi qua đỉnh tầng đối lu
nhiệt đới rất lạnh. Việc ớc lợng dòng khí nhiệt đới thâm nhập vo tầng bình lu l
một bi toán khó. Sự thâm nhập ny chủ yếu xảy ra trong những khu vực dòng thăng
trong phạm vi hẹp nên rất khó quan trắc. Chuyển động đối lu quán tính hầu nh chỉ
đợc xác định với quy mô dới lới, đợc tham số hoá trong mô hình hon lu ton
cầu, do đó rất khó dự báo với bất kì độ chính xác no trong các nghiên cứu mô hình.
Đỉnh tầng đối lu ở miền ôn đới thấp hơn so với đỉnh tầng đối lu miền nhiệt đới.
Bây giờ ta quay lại thảo luận quá trình hình thnh đỉnh tầng đối lu. Đối lu ẩm so
với đỉnh tầng đối lu không phải l quá trình chính. Mặc dù nó l một hiện tợng thời
tiết quan trọng ở địa phơng, đối lu ở miền ôn đới ít tác
động với cấu trúc nhiệt quy
mô lớn nh ở miền nhiệt đới. Phần lớn nhiệt đợc cung cấp bởi sự vận chuyển quy mô

lớn theo quỹ đạo tựa ngang với gradien đặc trng khoảng 1/1000 (xem mục 5.2), v đối
lu sâu chỉ chiếm một phần nhỏ của tầng đối lu miền ôn đới. Do đó ta sẽ quan tâm
chủ yếu đối với ổ đối lu tựa ngang (nghĩa l các nhiễu động t áp) trong sự biến đổi
của đỉnh tầng đối lu.