Tiểu luận Khí quyển và hóa học khí quyển

y đổi các đặc tính của chính bầu khí quyển. Trong vai trò quan trọng như là một tấm khiên bảo vệ của mình, bầu khí quyển hấp thụ hầu hết các tia vũ trụ từ ngoài không gian và bảo vệ các loài sinh vật khỏi tác động của các tia này. Nó cũng hấp thụ phần lớn các bức xạ điện từ mặt trời, cho phép truyền tải một lượng đáng kể bức xạ chỉ trong vùng 300 - 2500 nm (gần tia cực tím, có thể nhìn thấy và gần tia hồng ngoại) và 0.01 - 40 m (sóng vô tuyến). Bằng cách hấp thụ bức xạ điện từ có bước sóng dưới 300 nm, khí quyển lọc ra khỏi không khí các bức xạ cực tím nguy hiểm có khả năng gây tổn hại nghiêm trọng tới các sinh vật sống. Thêm vào đó, vì nó hút lại nhiều các bức xạ hồng ngoại có khả năng hấp thụ năng lượng mặt trời lại được phát thải vào không gian, bầu khí quyển ổn định nhiệt độ của trái đất, ngăn ngừa cực trị nhiệt độ khủng khiếp xảy ra trên hành tinh và mặt trăng thiếu không khí đáng kể. III. TÍNH CHẤT VẬT LÝ CỦA KHÍ QUYỂN Khoa học khí quyển giải thích về sự chuyển động của khối khí trong khí quyển, sự cân bằng nhiệt độ không khí, và thành phần hóa học của không khí và các phản ứng. Để hiểu được hóa học khí quyển và ô nhiễm không khí, điều quan trọng là phải có một sự đánh giá tổng thể về bầu khí quyển, thành phần của nó và tính chất vật lý như đã được thảo luận ở đầu chương này. Thành phần của khí quyển Không khí trong khoảng vài km từ mặt đất đến đường chân trời bao gồm hai thành phần chính là: Nitrogen, 78.08% (về thể tích) Oxygen, 20.95% và hai thành phần phụ là: Argon, 0.934% Carbon dioxide, 0.036% trong thành phần của argon, còn có thêm bốn khí hiếm nữa: Neon, 1.818 x 10-3 % Helium, 5.24 x 10-4 % Krypton, 1.14 x 10-4 % Xenon, 8.7 x 10-6 % và khí pha loãng như quy định trong bảng 9.1. Không khí trong khí quyển có thể còn chứa từ 0.1–5% nước về thể tích, với mức bình thường từ 1–3%. Khí % thể tích Nguồn phát sinh Quá trình đưa vào bầu khí quyển CH4 CO N2O NOX HNO3 NH3 H2 H2O2 HO HO2 H2CO CS2 OCS SO2 CCl2F2 H3CCCl3 1.6 x 10-4 ~1.2 x 10-5 3 x 10-5 10-10-10-6 10-9-10-710-8-10-7 5 x 10-5 10-8-10-610-13-10-10 10-11-10-910-8-10-710-9-10-8 10-8 ~2 x 10-8 2.8 x 10-5 ~10-8 Sinh vật Quang hóa, con người Sinh vật Quang hóa , ánh sang, con người Quang hóa Sinh vật Sinh vật , quang hóa Quang hóa Quang hóa Quang hóa Quang hóa Con người, sinh vật Con người, sinh vật, quang hóa Con người , quang hóa, núi lửa Con người Con người Quang hóa Quang hóa Quang hóa Quang hóa Quang hóa Quang hóa Quang hóa Quang hóa Quang hóa Quang hóa Quang hóa Quang hóa Quang hóa Quang hóa (Bảng 9.1. Các khí pha loãng trong không khí khô nằm gần mặt đất) Sự biến thiên áp suất và mật độ theo độ cao Như bất cứ ai đã có kinh nghiệm với độ cao này cũng biết, mật độ khí quyển giảm mạnh với độ cao ngày càng tăng do hệ quả của các định luật chất khí và trọng lực. Hơn 99% tổng khối lượng của khí quyển nằm trong vòng khoảng 30 km (khoảng 20 dặm) từ bề mặt trái đất. So với đường kính của trái đất thì độ cao này là vô cùng nhỏ bé, do đó đây không là phải một sự phóng đại khi mô tả đặc điểm của bầu khí quyển như là một lớp bảo vệ “lụa mỏng”. Mặc dù tổng khối lượng của bầu không khí toàn cầu là vô cùng lớn, khoảng 5.14 x 1015 tấn, tuy nhiên nó vẫn chỉ bằng một phần triệu tổng khối lượng của trái đất. Thực tế là việc giảm áp suất khí quyển theo hàm mũ của độ cao phần lớn là xác định các đặc tính của khí quyển. Lý tưởng là khi không có sự tham gia của các khí hỗn tạp và ở nhiệt độ tuyệt đối không đổi, T, áp suất ở bất kỳ độ cao nào, Ph, sẽ được cho dưới dạng hàm mũ, Ph = P0 e-Mgh/RT (9.3.1) trong đó P0 là áp suất ở độ cao bằng không (mặt nước biển); M là khối lượng mol trung bình của không khí (28.97 g/mol trong tầng đối lưu); g là gia tốc của trọng lực (981 cm/s2 ở mặt nước biển); h là độ cao so với mặt nước biển đơn vị là cm; và R là hằng số khí (8.314 x 107 erg x deg-1 x mol-1). Các đơn vị này được đưa ra trong hệ thống cgs (cm-g-sec) để cho thống nhất; độ cao có thể chuyển đổi sang m hoặc km cho phù hợp. Yếu tố RT/Mg được định nghĩa là thang đo chiều cao, đại diện cho sự gia tăng độ cao khi giảm áp suất với hàm mũ e-1. Ở nhiệt độ trung bình của mặt nước biển là 2880K, thang đo chiều cao là 8 x 105 cm hoặc 8 km; ở độ cao 8 km, áp suất chỉ vào khoảng 39% ở mực nước biển. Sự chuyển đổi của phương trình 9.2.1 sang dạng logarit (cơ số 10) và h sang km được cho bởi biểu thức sau Log Ph = Log P0 - (9.3.2) và nếu áp suất của mặt nước biển chính xác bằng 1 atm thì sẽ được biểu thức sau: Log Ph = - (9.3.3) Đồ thị của Ph và nhiệt độ tỷ lệ nghịch với độ cao được biểu diễn bằng hình 9.1. Đồ thị của Ph là phi tuyến tính bởi vì sự biến thiên phát sinh từ sự biến thiên phi tuyến tính về nhiệt độ với độ cao sẽ được thảo luận sau trong phần này và trong sự pha trộn của các khối khí. Các đặc tính của khí quyển rất khác nhau theo độ cao, thời gian (mùa), vị trí (vĩ độ), và thậm chí là hoạt động năng lượng mặt trời. Cực trị của nhiệt độ và áp suất được minh họa trong hình 9.1. Ở độ cao rất cao, các dạng thường phản ứng như là nguyên tử oxygen, O, tồn tại trong một thời gian dài. Hiện tượng đó xảy ra bởi vì áp suất sẽ rất thấp ở những độ cao như vậy là các dạng phản ứng sẽ đi một quãng đường khá xa trước khi nó va chạm với một chất phản ứng tiềm tàng – quãng đường tự do trung bình của nó – là khá cao. Một hạt với quãng đường tự do trung bình khoảng i x 10-6 cm ở mặt nước biển có quãng đường tự do trung bình lớn hơn rất nhiều so với 1 x 10-6 ở độ cao khoảng 500 km, nơi mà áp suất thấp hơn nhiều lần. Hình 9.1. Biến đổi của áp suất (đường đậm) và nhiệt độ (đường gạch) với độ cao. Sự phân tầng của khí quyển Khí quyển được phân tầng dựa trên mối quan hệ cơ bản của nhiệt độ và mật độ không khí do sự ảnh hưởng giữa những quy trình vật lí và quang hóa trong không khí. Đới thấp nhất của khí quyển kéo dài từ mực nước biển đến đến độ cao từ 10-16 km là tầng đối lưu, tiêu biểu bởi cấu tạo đồng nhất thông thường của không khí là sự giảm nhiệt độ với sự tăng độ cao mà nhiệt độ thấp nhất là âm 560C. Cấu tạo đồng nhất của tầng đối lưu là kết quả của sự hòa hợp không thay đổi của vòng tuần hoàn không khí. Tuy nhiên, hàm lượng bốc hơi nước của tầng đối lưu là một biến số, bởi vì sự tạo thành mây, mưa và sự bốc hơi của nước chủ yếu từ nước dưới đất. Nhiệt độ rất lạnh của vùng đỉnh tầng đối lưu là nơi ngưng tụ hơi nước thành băng đến nỗi nó không thể vươn cao hơn nơi nó sẽ bị quang li bởi sự hoạt động mãnh liệt của sự phát xạ các tia cực tím năng lượng cao. Nếu điều này xảy ra, khí hydro được tạo ra sẽ thoát khí quyển của trái đất và biến mất (phần lớn khí hydro và khí heli được tạo ra hiện nay trong bầu khí quyển trái đất bị mất theo cách này). Hình 9.2. Sự phân tầng của khí quyển. Lớp khí quyển đối lập ở ngay trên tầng đối lưu là tầng bình lưu, nơi mà nhiệt độ tăng lên cao nhất là -20C với sự gia tăng độ cao. Đây là tầng có sự góp mặt của ozone, O3, nồng độ trung bình khoảng 10 ppm. Sự tăng nhiệt độ của tầng này là do sự thu hút năng lượng tử ngoại của ozone, hiện tượng được thảo luận sau chương này. Sự không có mặt của hình thái thu hút bức xạ ở tầng trung lưu ngay trên tầng đối lưu gây ra kết quả là sự giảm nhiệt độ một cách nhanh chóng đến -920C ở độ cao khoảng 85 km. Phía trên tầng trung lưu được gọi là tầng ngoại khí quyển tạo thành từ những phân tử hay ion có thể bị rò rỉ ra ngoài khí quyển. kéo dài ra xa hơn nữa là thượng tầng khí quyển, nơi này hiếm có không khí và nhiệt độ có thể tăng cao tới 12000C do sự thu hút rất nhiều bức xạ có bước sóng xấp xỉ 200 nm do hình thái khí của tầng này. IV. VẬN CHUYỂN NĂNG LƯỢNG TRONG KHÍ QUYỂN Tính chất vật lí và hóa học đặc trưng của khí quyển và cán cân nhiệt tới hạn của trái đất được xác định bởi tiến trình vận chuyển khối không khí và năng lượng trong khí quyển. Quá trình vận chuyển năng lượng được biểu diễn trong mặt cắt vận chuyển khối trong mục 9.4. Sự xâm nhập của nặng lượng mặt trời có phạm vi trong vùng nhìn thấy của quang phổ. Những bức xạ có bước sóng ngắn hơn bước sóng của tia màu xanh da trời bị phân tán bởi các hạt bụi và các phân tử trong khí quyển, điều này giải thích tại sao bầu trời có màu xanh khi được nhìn. Tương tự ánh sáng được truyền qua sẽ bị khí quyển phân tán thành màu đỏ, đặc biệt lúc mặt trời mọc và lặn. Dòng chảy của năng lượng mặt trời xuyên qua khí quyển là rất khổng lồ, khoảng 1.34 x 103 watts trên một m2 (19,2 kcal/phút trên một m2) vuông góc với ánh sáng mặt trời ở đỉnh khí quyển. Giá trị này gọi là hằng số mặt trời. Nếu toàn bộ năng lượng này chiếu thẳng xuống mặt đất, hành tinh sẽ đã bốc hơi trước đây rất lâu. Những nhân tố phức tạp được bao hàm trong việc bảo vệ cán cân nhiệt của trái đất trong giới hạn rất hẹp là quyết định để giữ lại những trạng thái của khí hậu sẽ ủng hộ mức độ hiện tại của cuộc sống trên trái đất. Những sự thay đổi lớn của khí hậu, là do trong kỉ băng hà trong một vài giai đoạn, hay điều kiện nhiệt đới trong những giai đoạn khác được gây ra bởi sự biến đổi của một vài độ trong nhiệt độ trung bình. Hiện tượng khí hậu rõ rệt trong lịch sử được gây ra bởi nhiều sự thay đổi nhỏ của nhiệt độ trung bình. Cơ chế cái mà sự thay đổi nhiệt độ trung bình của trái đất trong phạm vi nhỏ hẹp trong hiện tại của nó là phức tạp và không được hiểu một cách hoàn thiện, nhưng những điểm đặc trưng của nó được giải thích ở đây. Hình 9.3. Thông lượng năng lượng mặt trời từ mặt trời tới trái đất là 1.34 x 103 watt/m2. Về một nửa lượng năng lượng mặt trời thâm nhập vào trong khí quyển sẽ chiếu thẳng xuống bề mặt trái đất rồi hoặc một cách trực tiếp hoặc bị phân tán bởi mây, không khí, hạt bụi nhỏ. Một nửa còn lại của bức xạ thì hoặc phản xạ trực tiếp lại mặt đất hoặc bị hấp thụ vào khí quyển, và năng lượng của nó trở lại không gian tại thời điểm sau đó như bức xạ hồng ngoại. Hầu hết năng lượng mặt trời xâm nhập vào bề mặt bị hấp thụ và phản xạ vào trong không gian nằm trong trật tự của cán cân nhiệt. Thêm vào đó, một lượng nhỏ năng lượng mặt trời (khoảng 1% từ mặt trời) chiếu xuống trái đất bởi tiến trình đối lưu và dẫn nhiệt từ lớp phủ nóng của trái đất, và cái này cũng vậy, bị mất đi. Vận chuyển năng lượng, quyết định sự tái phát xạ cuối cùng của năng lượng từ trái đất, được thực hiện bởi ba cơ chế chính. Đó là độ truyền dẫn, sự đối lưu, và bức xạ. Sự truyền dẫn năng lượng xảy ra thông qua sự tương tác giữa các nguyên tử hoặc phân tử liền kề mà không có sự chuyển động lớn của vật chất và là một phương tiện chuyển giao năng lượng trong bầu khí quyển tương đối chậm. Sự đối lưu liên quan đến sự chuyển động của toàn bộ khối khí, mà có thể là tương đối nóng hoặc lạnh. Đây là cơ chế biến đổi nhiệt độ đột ngột xảy ra khi di chuyển một khối khí lớn trên một khu vực. Cũng như sự truyền nhiệt do động năng của các phân tử, đối lưu mang nhiệt tiềm ẩn ở dạng hơi nước mà nó giải phóng nhiệt khi ngưng tụ. Một phần đáng kể của nhiệt độ bề mặt trái đất được vận chuyển đến các đám mây trong không khí bằng cách truyền dẫn và đối lưu trước khi bị tổn hao bởi bức xạ. Bức xạ năng lượng trong bầu khí quyển trái đất xảy ra thông qua bức xạ điện từ ở vùng hồng ngoại của quang phổ. Bức xạ điện từ là cách duy nhất mà trong đó năng lượng được truyền qua chân không, do đó, nó là phương tiện mà tất cả các năng lượng phải mất từ hành tinh để duy trì sự cân bằng nhiệt của nó là cuối cùng trở về không gian. Các bức xạ điện từ đem năng lượng đi xa khỏi trái đất có bước sóng dài hơn nhiều so với ánh sáng mặt trời đem năng lượng lại cho trái đất. Đây là một yếu tố quan trọng trong việc duy trì sự cân bằng nhiệt của trái đất, và là một yếu tố dễ bị ảnh hưởng đảo lộn bởi các hoạt động của con người. Cường độ tối đa của bức xạ đến là 0.5 µm (500 nm) ở trong vùng nhìn thấy được, cơ bản không nằm ngoài khoảng từ 0.2 µm tới 3 µm. Giới hạn này bao gồm toàn bộ khu vực có thể nhìn thấy được và những phần nhỏ của tia cực tím và hồng ngoại liền kề với nó. Bức xạ tới nằm trong vùng hồng ngoại, với cường độ tối đa khoảng 10 µm, chủ yếu nằm giữa khoảng 2 µm và 40 µm. Vì vậy trái đất mất năng lượng bởi bức xạ điện từ của một bức xạ có bước sóng dài hơn (năng lượng thấp hơn trên mỗi photon) so với bức xạ mà nó nhận năng lượng. Nguồn bức xạ của trái đất Nguồn bức xạ của trái đất được minh họa trong hình 9.4. Nhiệt độ trung bình bề mặt được duy trì ở một trạng thái tương đối dễ chịu là 150C bởi vì hiệu ứng nhà kính trong khí quyển mà trong đó hơi nước và CO2, ở một mức độ thấp hơn, sẽ hấp thụ ngược lại nhiều bức xạ tới và bức xạ lại khoảng một nửa năng lượng bức xạ đó trở lại mặt đất. Đây không phải là trường hợp thông thường, nhiệt độ trung bình của bề mặt có thể khoảng -180C. Hầu hết sự hấp thụ bức xạ hồng ngoại được thực hiện bởi các phân tử nước trong khí quyển. Sự hấp thụ sẽ yếu ở trong các vùng 7 – 8.5 µm và 11 – 14 µm, và không tồn tại trong khoảng 8.5 - 11 µm, để lại một cái “hố” trên quang phổ hấp thụ bức xạ hồng ngoại mà bức xạ có thể thoát ra. CO2, mặc dù hiện diện ở nồng độ thấp hơn nhiều so với hơi nước, nhưng lại hấp thụ mạnh trong khoảng 12 µm và 16.3 µm, và đóng vai trò chủ đạo trong việc duy trì cân bằng nhiệt. Có một điều đáng lo ngại là sự gia tăng nồng độ CO2 trong khí quyển có thể ngăn chặn việc mất năng lượng đủ để gây ra sự gia tăng có hại nhiệt độ của trái đất. Hiện tượng này, được thảo luận chi tiết hơn trong mục 9.11 và chương 14, thường được gọi là hiệu ứng nhà kính và có thể xảy ra do nồng độ CO2 cao được gây ra bởi việc sử dụng nhiều nhiên liệu hóa thạch và phá hủy số lượng lớn các khu rừng. Hình 9.4. Nguồn bức xạ của trái đất thể hiện trên cơ sở các phần của 1340 watts/m2 theo thông lượng năng lượng mặt trời. Một khía cạnh quan trọng của bức xạ mặt trời mà khi nó gặp bề mặt trái đất là tỷ lệ phần trăm phản xạ từ bề mặt, được mô tả như là suất phân chiếu. Suất phân chiếu rất quan trọng trong việc xác định sự cân bằng nhiệt của trái đất mà trong đó sự hấp thụ bức xạ sẽ làm nóng bề mặt, và phản xạ bức xạ thì không. Suất phân chiếu biến thiên với bề mặt. Ở hai thái cực, tuyết vừa mới rơi có suất phân chiếu là 90% bởi vì nó phản xạ 9/10 bức xạ tới, trong khi đó lớp đất mặt vừa mới cày có suất phân chiếu chỉ khoảng 2.5%. V. SỰ DI CHUYỂN KHỐI KHÍ, KHÍ TƯỢNG THỦY VĂN VÀ THỜI TIẾT Khí tượng thủy văn là môn khoa học về các hiện tượng khí quyển, bao gồm các nghiên cứu về sự chuyển động của khối khí cũng như các năng lượng vật lý trong khí quyển – nhiệt độ, gió, và sự chuyển hóa của nước, chủ yếu là từ thể lỏng sang thể hơi hoặc ngược lại. Các hiện tượng khí tượng sẽ ảnh hưởng đến các tính chất hóa học của khí quyển. Ví dụ, trước khi việc kiểm soát khí thải hiện đại có hiệu lực, các hiện tượng khí tượng xác định trạm phát điện nào thải khí có pha thêm SO2 được phân tán trong không khí với ít ảnh hưởng trực tiếp tới sức khỏe con người, hoặc được ổn định như là một lớp phủ hóa học ở các vùng lân cận của trạm phát điện. Los Angeles có được phần lớn khả năng cảm biến của nó cho khói vào khí tượng của các lưu vực Los Angeles, mà tại đó chúng giữ các hydrocarbon và nitrogen dioxide đủ lâu để có thể làm cạn kiệt các chất hóa học nguy hiểm ứ đọng dưới các tia mặt trời cường độ cao. Những thay đổi trạng thái ngắn hạn trong bầu khí quyển tạo thành thời tiết. Thời tiết được xác định từ bảy yếu tố: nhiệt độ, mây, gió, độ ẩm, tầm nhìn ngang (như là bị ảnh hưởng bởi sương mù), loại và lượng mưa, và áp suất không khí. Tất cả những yếu tố này có liên quan chặt chẽ với nhau. Những thay đổi dài hạn và các xu hướng trong một khu vực địa lý cụ thể trong các yếu tố trên bao gồm thời tiết được miêu tả là khí hậu, một thuật ngữ được định nghĩa và thảo luận ở mục 9.6. Năng lượng nước trong khí quyển và dịch chuyển khối Các động lực đằng sau thời tiết và khí hậu là việc phân phối và tái bức xạ năng lượng mặt trời vào không gian. Một phần lớn năng lượng mặt trời được chuyển đổi thành nhiệt tiềm ẩn bằng cách bốc hơi nước vào khí quyển. Khi nước ngưng tụ từ không khí trong khí quyển, một lượng lớn nhiệt sẽ được giải phóng. Đây là một phương pháp đặc biệt cho việc vận chuyển năng lượng từ đại dương lên đất liền. Năng lượng mặt trời chiếu xuống đại dương sẽ được chuyển đổi thành nhiệt tiềm ẩn bằng cách bốc hơi nước, sau đó hơi nước sẽ di chuyển vào trong lục địa, nơi nó ngưng tụ. Nhiệt tiềm ẩn sẽ được giải phóng khi sự ngưng tụ nước làm nóng khu vực đất xung quanh. Nước trong khí quyển có thể hiện diện dưới dạng rắn, lỏng, hoặc khí. Dung tích hơi nước của không khí có thể được diễn tả như là độ ẩm. Độ ẩm tương đối, được diễn tả như là một tỷ lệ phần trăm, mô tả lượng hơi nước trong không khí như là tỷ lệ của một lượng tối đa hơi nước mà không khí có thể chứa được tại nhiệt độ đó. Không khí có độ ẩm nhất định có thể trải qua bất kỳ một quy trình nào để đạt tới điểm bão hòa mà tại đó hơi nước ngưng tụ ở dạng mưa hay tuyết. Để cho sự ngưng tụ xảy ra, không khí phải trở nên mát và hạ nhiệt xuống một nhiệt độ nhất định gọi là điểm sương, và hạt nhân ngưng tự sẽ xuất hiện. Các hạt nhân là những chất hút ẩm như muối, các giọt acid sulfuric, và một số các chất hữu cơ, bao gồm cả các tế bào vi khuẩn. Ô nhiễm không khí trong vài hình thức cũng là một nguồn quan trọng của các hạt nhân ngưng kết. Hơi nước trong không khí hiện diện phần lớn trong những đám mây. Những đám mây thường do hơi nước bốc lên tạo thành do quá trình đoãn nhiệt làm không khí mát đi có thể không đông tụ thành hạt rơi xuống và từ nước có rất nhiều những giọt sương. Mây có thể được phân loại thành ba loại chủ yếu. Mây ti nằm ở độ cao vô cùng cao và có hình dạng như hình lông chim mỏng. Mây tích là những khối mây rời rạc có hình dạng mặt phẳng và thường gập ghềnh ở mặt cấu trúc phía trên. Mây tầng xuất hiện dưới dạng một tấm phủ lớn và có thể bao trùm toàn bộ phần bầu trời có thể nhìn thấy được và có thể khiến cho bầu trời trở nên u ám. Những đám mây còn có chức năng quan trọng là thu và truyền sóng trong radio. Sự hình thành các đám mây bị ảnh hưởng bởi các sản phẩm của các hoạt động của con người, đặc biệt là các hạt vật chất ô nhiễm và phát thải các khí chảy rữa như là SO2 và HCl. Sự hình thành mưa từ rất nhiều những giọt nước nhỏ bao gồm cả mây là một quá trình phức tạp và quan trọng. Các giọt mây thường mất hơn khoảng một phút để hình thành bằng cách ngưng tụ. Đường kính của các giọt mây trung bình vào khoảng 0.04 mm và không vượt quá 0.2 mm. Giọt mưa có đường kính khoảng từ 0.5 – 4 mm. Quá trình ngưng tụ không hình thành các hạt đủ lớn để rơi xuống thành mưa (mưa, tuyết, mưa đá, mưa tuyết). Các hạt ngưng tụ nhỏ phải va chạm và liên kết với nhau để hình thành các hạt có kích thước bằng hạt mưa. Khi các giọt đạt tới ngưỡng đường kính khoảng 0.04 mm, chúng sẽ phát triển nhanh hơn bằng cách liên kết với các hạt khác hơn là do ngưng tụ hơi nước. Vòng tuần hoàn nước. Khối không khí Các khối khí riêng biệt là điểm đặc trưng chính của tầng đối lưu. Các khối khí này được thống nhất và đồng nhất theo chiều ngang. Nhiệt độ và dung tích hơi nước của chúng đều đồng nhất. Những đặc tính này được xác định bởi bản chất của bề mặt với một khối không khí lớn ở bên trên. Khối không khí địa cực hình thành trên những vùng đất lạnh, khối không khí hải cực hình thành trên các đại dương vùng cực. Khối khí có nguồn gốc ở vùng nhiệt đới có thể được phân loại tương tự như khối nhiệt đới lục địa hoặc khối khí nhiệt đới trên biển. Sự chuyển động của khối khí và các điều kiện bên trong chúng có thể có ảnh hưởng quan trọng đến các phản ứng gây ô nhiễm, các tác động và sự phân tán. Năng lượng mặt trời được trái đất hấp thu được phân phối trở lại chủ yếu do sự chuyển động của các khối khí khổng lồ với áp suất, nhiệt độ và độ ẩm khác nhau chứa đựng bằng các ranh giới gọi là "front". Sự di chuyển theo chiều ngang của không khí gọi là gió, trong khi không khí chuyển động theo chiều dọc được gọi là một dòng không khí. Sự di chuyển liên tục của không khí với các hoạt động và sự phản xạ theo những quy luật chủ yếu những tính chất của khí. Trước hết, không khí sẽ di chuyển theo chiều ngang và chiều dọc từ những vùng có áp suất cao xuống những vùng có áp suất thấp. Thêm vào đó sự giản nỡ của khí là nguyên nhân làm mát mẻ, trong khi nén lại làm nóng lên. Khối không khí ấm có xu hướng di chuyển từ bề mặt trái đất lên nơi cao hơn, có áp suất thấp hơn; khi đó nó sẽ giản nở đoạn nhiệt (nghĩa là không trao đổi năng lượng với môi trường xung quanh) và trở nên mát hơn. Nếu không có sự ngưng tụ hơi ẩm từ không khí, tác dụng làm mát sẽ vào khoảng 100C trên 1000 m độ cao, được gọi là tỷ lệ giảm đoạn nhiệt khô. Một khối không khí lạnh ở vùng cao hơn thì gây tác động ngược lại, nó sẽ hạ thấp xuống thấp và trở nên ấm hơn khoảng 100C/1000 m. Tuy nhiên, thường khi có độ ẩm trong không khí tăng đủ cao thì nước ngưng tụ từ nó và giải phóng nhiệt tiềm ẩn. Nhiệt này sẽ chống lại tác dụng làm mát của sự giản nở không khí, tạo ra tỷ lệ giảm đoạn nhiệt ẩm vào khoảng 60C/1000 m. Phần không khí sẽ không nổi lên và rơi, hoặc thậm chí di chuyển nhiều hơn theo chiều ngang một cách hoàn toàn thống nhất, nhưng sự triển khai dòng xoáy, luồng và sự chuyển động không đồng đều. Các khối không khí ở Bắc Mỹ. Như đã nêu ở trên, gió là không khí di chuyển theo chiều ngang, trong khi dòng không khí được tạo ra bởi không khí di chuyển lên hoặc xuống. Gió xảy ra do sự khác biệt về áp suất không khí từ vùng áp cao đến vùng áp thấp. Dòng không khí đối lưu phần lớn được hình thành bằng cách nung nóng các khối không khí. Có nghĩa là khối không khí gần mặt đất ấm lên, trở nên nhẹ hơn và do đó sẽ bay lên và được thay thế bởi không khí lạnh và dày đặc hơn. Gió và các dòng không khí có liên quan nhiều đến các hiện tượng ô nhiễm không khí. Gió sẽ mang và phân tán các chất ô nhiễm không khí. Trong một số trường hợp sự vắng mặt của gió có thể kích hoạt để thu thập các chất ô nhiễm trong khu vực và trải qua một quá trình lâu dài dẫn đến chất ô nhiễm ngày càng nhiều. Hướng gió thịnh hành là một yếu tố quan trọng trong việc xác định các khu vực bị ảnh hưởng nhiều nhất bởi nguồn ô nhiễm không khí. Gió là điều kiện quan trọng tạo ra nguồn năng lượng tái tạo (xem chương 18). Thêm vào đó gió đóng vai trò quan trọng trong việc vận chuyển các mầm móng của sự sống bằng cách phân tán bào tử, hạt và các sinh vật, như nhện. Ảnh hưởng của địa hình Địa hình, cấu tạo bề mặt và các đặc tính bề mặt của trái đất có ảnh hưởng mạnh mẽ đến gió và dòng không khí. Việc sưởi ấm và làm mát bề mặt của đất và thành phần của nước có thể gây ra gió đối lưu địa phương, bao gồm cả các bề mặt đất và gió biển vào các thời điểm khác nhau trong ngày dọc theo bờ biển, cũng như làn gió kết hợp với các thành phần rộng lớn của nước nội địa. Địa hình núi gây ra gió bản địa hóa phức tạp và có thể thay đổi. Các khối không khí trong các thung lũng núi nóng lên trong ngày gây ra gió núi thung lũng và mát vào ban đêm gây ra gió thung lũng núi. Gió núi thung lũng là gió trên các ngọ sườn núi ở các vùng miền núi. Các thành phần của gió và khối không khí núi và biển thường khác nhau và gió biển có thể bị chặn lại , đặc biệt là khi điều kiện nhiệt độ xảy ra đảo ngược. Sự di chuyển của các khối không khí Về cơ bản, thời tiết là kết quả của sự ảnh hưởng tương tác của sự phản xạ lại năng lượng mặt trời, chuyển động ngang và dọc của các khối khí với dung tích độ ẩm thay đổi, và sự bay hơi và ngưng tụ của nước, đi kèm với sự hấp thụ và phát tán nhiệt độ. Để hiểu được các yếu tố ảnh hưởng tới thời tiết và khí hậu như thế nào, trước tiên hãy xem xét chu trình minh họa trong hình 9.5. Hình biểu diễn năng lượng mặt trời được nước hấp thụ và làm cho nước bốc hơi. Khí ấm, khối hơi ẩm của không khí được sinh ra sẽ di chuyển từ vùng áp cao xuống những vùng áp thấp và lạnh đi bởi sự giản nở bay lên gọi là cột đối lưu không khí. Vì không khí lạnh đi, nước sẽ bắt đầu ngưng tụ và năng lượng được giải phóng; đây là con đường chủ đạo mà năng lượng được chuyển từ mặt đất đến khu vực cao trong khí quyển. Là kết quả của ngưng tụ của nước và mất năng lượng, không khí được chuyển đổi từ không khí nóng ẩm tới lạnh, rồi khô. Thêm vào đó, sự chuyển động của các phần không khí đến độ cao lớn dẫn tới kết quả trong một mức độ phát triển của các phân tử không khí và tạo ra một vùng áp lực tương đối cao trong các tầng đối lưu ở đỉnh cột đối lưu. Các khối không khí này lần lượt di chuyển từ vùng phía trên có áp suất cao đến vùng có áp suất thấp, trong quá trình nó giảm bớt năng lượng, và tạo ra một khu vực áp thấp và trở nên ấm áp, không khí khô trong tiến trình. Các khối không khí tập trung này ở bề mặt tạo ra một vùng bề mặt áp suất cao, nơi các chu trình được mô tả như ở trên bắt đầu. Không khí khô nóng ở bề mặt của vùng có áp lực cao tăng độ ẩm lần nữa, hơi ẩm và chu kỳ bắt đầu trở lại. Hình 9.5. Tuần hoàn chuyển động của các khối khí và nước; hấp thu và giải phóng năng lượng như nhiệt tiềm ẩn trong hơi nước. Khí hậu toàn cầu Các yếu tố được thảo luận ở trên quyết định và miêu tả các chuyển động của khối khí đều liên quan tới sự chuyển động không khí, độ ẩm, và năng lượng xảy ra trên toàn cầu. Điểm đặc trưng trung tâm của thời tiết toàn cầu là tái phân phối lại năng lượng mặt trời tỏa xuống trái đất không đồng đều ở các độ cao