Tầng đối lưu là phần thấp nhất của khí quyển của một số hành tinh. Phần lớn các hiện tượng mà con người gắn với thời tiết hàng ngày diễn ra ở tầng đối lưu[1]. Đặc trưng của tầng này thể hiện ở các dòng đối lưu của không khí nóng từ bề mặt bốc lên cao và lạnh đi. Hiện tượng đối lưu đã mang lại tên gọi cho tầng này.
Tầng đối lưu bắt đầu từ bề mặt Trái Đất mở rộng ra đến cao độ 20km [12 dặm] ở các vùng nhiệt đới, giảm tới khoảng 11km ở các vĩ độ trung bình, ít hơn 7km [4 dặm] ở các vùng cực về mùa hè còn trong mùa đông là không rõ ràng. Lớp khí quyển này chiếm khoảng 80% tổng khối lượng của toàn bộ khí quyển, gần như toàn bộ hơi nước và xon khí [aerosol]. Trong khu vực tầng đối lưu thì không khí liên tục luân chuyển và tầng này là tầng có mật độ không khí lớn nhất của khí quyển Trái Đất. Nitơ và oxy là các chất khí chủ yếu có mặt trong tầng này. Tầng đối lưu nằm ngay phía dưới tầng bình lưu. Phần thấp nhất của tầng đối lưu, nơi ma sát với bề mặt Trái Đất ảnh hưởng tới luồng không khí, là lớp ranh giới hành tinh. Lớp này thông thường chỉ dày từ vài trăm mét tới 2km [1,2 dặm], phụ thuộc vào địa mạo và thời gian của ngày. Ranh giới giữa tầng đối lưu và tầng bình lưu, được gọi là khoảng lặng đối lưu, là nghịch chuyển nhiệt độ[1].
Tầng đối lưu được chia thành 6 khu vực luồng luân chuyển theo đới, gọi là các quyển hoàn lưu. Các quyển hoàn lưu này chịu trách nhiệm cho hoàn lưu khí quyển và tạo ra các hướng gió thịnh hành.
Nguyên nhân các biến đổi nhiệt độ trong tầng đối lưu là do nhiệt độ được xác định bởi bức xạ nhiệt từ mặt đất ngược trở lại không khí. Mặc dù tia nắng Mặt Trời tiếp xúc với phần không khí ở trên cao trước, nhưng không khí khá trong suốt nghĩa là nó hấp thụ rất ít năng lượng của tia nắng. Đa phần năng lượng Mặt Trời rơi xuống mặt đất, tại đây, nó bị hấp thụ mạnh bởi mặt đất, và làm mặt đất nóng lên [nóng hơn không khí trên cao]. Mặt đất nóng truyền nhiệt trực tiếp cho lớp không khí gần mặt đất; không khí gần mặt đất nóng lên và nở ra, nhẹ hơn phần không khí lạnh ở trên và bay lên cao nhờ lực đẩy Ácsimét. Khi không khí nóng bay lên cao, nó giãn nở đoạn nhiệt nghĩa là thể tích tăng và nhiệt độ giảm [giống như cách hoạt động của một số tủ lạnh, máy điều hòa]. Càng lên cao, không khí càng nguội dần. Khi ra xa khỏi bề mặt Trái Đất thì nhiệt đối lưu có các hiệu ứng nhỏ hơn và không khí lạnh hơn. Ở các cao độ lớn hơn thì không khí loãng hơn và giữ nhiệt kém hơn, khiến cho nhiệt bị tản đi hết. Cứ mỗi khi độ cao tăng lên 1.000 mét thì nhiệt độ lại giảm trung bình khoảng 6,5°C.
Mặc dù việc nhiệt độ giảm theo độ cao là xu hướng chung trong tầng đối lưu, thực tế đôi khi có ngoại lệ, gọi là hiện tượng nghịch nhiệt. Ví dụ ở châu Nam Cực, nhiệt độ tăng khi lên cao. Một ví dụ khác, hàng năm, xung quanh Hà Nội, Việt Nam, về đầu mùa đông có những đợt nghịch nhiệt về ban đêm, thường xảy ra vài ngày sau khi gió mùa đông bắc tràn về và kéo dài cho đến khi gió thịnh hành chuyển sang hướng đông nam và lặp lại khi có đợt gió mùa mới. Trong điều kiện nghịch nhiệt, khí thải từ hoạt động công nghiệp và nông nghiệp bị ứ đọng ở tầng thấp, không tỏa đi được, do chúng lạnh và nặng hơn các lớp khí bên trên.
Đỉnh tầng đối lưu đánh dấu giới hạn của tầng đối lưu và nó được nối tiếp bằng tầng bình lưu. Nhiệt độ ở phía trên đỉnh tầng đối lưu lại tăng lên chậm cho tới cao độ khoảng 50km. Nói chung, các máy bay phản lực bay ở gần phần trên cùng của tầng đối lưu. Hiệu ứng nhà kính cũng diễn ra trong lớp trên cùng tầng đối lưu.
Áp suất và cấu trúc nhiệt độSửa đổi
Thành phầnSửa đổi
Thành phần hóa học của tầng đối lưu về cơ bản là đồng nhất, với ngoại lệ đáng chú ý nhất là hơi nước. Nguồn hơi nước nằm tại bề mặt thông qua quá trình bốc hơi nước và thoát hơi nước. Bên cạnh đó, do nhiệt độ không khí trong tầng đối lưu giảm đi theo độ cao và áp suất hơi bão hòa giảm mạnh theo nhiệt độ nên lượng hơi nước có thể tồn tại trong không khí cũng giảm mạnh theo độ cao. Vì thế tỷ lệ hơi nước thông thường là lớn nhất ở gần bề mặt và giảm theo độ cao.
Áp suấtSửa đổi
Áp suất khí quyển là cao nhất tại mực nước biển và giảm theo độ cao. Điều này là do khí quyển rất gần với trạng thái cân bằng thủy tĩnh, vì thế áp suất là tương đương với trọng lượng của không khí phía trên điểm đang xét. Thay đổi về áp suất theo độ cao vì thế có thể tính toán theo mật độ bằng phương trình thủy tĩnh:[2]
trong đó:
- gn là gia tốc trọng trường [9,80665m/s2]
- ρ là mật độ
- z là cao độ
- p là áp suất
- R là hằng số khí [8,314472[15] J K1 mol1]
- T là nhiệt độ, tính theo kelvin
- m là phân tử gam [trung bình]
Do nhiệt độ về nguyên lý cũng phụ thuộc vào độ cao, nên người ta cũng cần một phương trình nữa để xác định áp suất theo độ cao, như đề cập trong phần kế tiếp dưới đây.
Nhiệt độSửa đổi
Nhiệt độ trong tầng đối lưu nói chung giảm khi độ cao tăng lên. Mức độ suy giảm nhiệt độ d T / d z {\displaystyle -dT/dz} , được gọi là tỷ lệ giảm nhiệt. Nguyên nhân của sự suy giảm này là như sau:
Khi khối khí bốc lên, nó giãn nở, do áp suất thấp hơn tại các cao độ lớn hơn. Do khối khí giãn nở, nó ép vào không khí bao quanh nó, thực hiện công cơ học; nhưng nói chung nó không thu được nhiệt trong trao đổi từ môi trường của nó, do nó có tính dẫn nhiệt kém [quá trình như thế được gọi là quá trình đoạn nhiệt]. Do khối khí sinh công nhưng không thu được nhiệt nên nó mất năng lượng và vì thế nhiệt độ của nó giảm xuống. Trật tự ngược lại cũng là đúng cho các khối khí chìm xuống[1].
Do trao đổi nhiệt dQ có liên quan tới thay đổi entropy dS theo phương trình dQ = T dS, nên phương trình của nhiệt độ như một hàm số của độ cao cho khí quyển được trộn kỹ là
d S d z = 0 {\displaystyle {\frac {dS}{dz}}=0}trong đó S là entropy. Tỷ lệ mà nhiệt độ giảm theo độ cao trong những điều kiện như thế được gọi là tỷ lệ giảm nhiệt độ đoạn nhiệt.
Đối với không khí khô, là gần giống như khí lý tưởng nên phương trình đoạn nhiệt cho khí lý tưởng[3]
p [ z ] T [ z ] γ γ 1 = h a n g s o {\displaystyle p[z]T[z]^{-{\frac {\gamma }{\gamma -1}}}=hangso}trong đó γ {\displaystyle \gamma } là suất nhiệt dung [ γ {\displaystyle \gamma } =1,4 cho không khí] có thể áp dụng được. Kết hợp với phương trình cho áp suất, đưa ra Tỷ lệ giảm nhiệt độ đoạn nhiệt khô[4]
d T d z = m g R γ 1 γ = 9 , 8 C / k m {\displaystyle {\frac {dT}{dz}}=-{\frac {mg}{R}}{\frac {\gamma -1}{\gamma }}=-9,8^{\circ }\mathrm {C} /\mathrm {km} }Nếu không khí chứa hơi nước thì sự làm lạnh không khí có thể gây ra ngưng tụ nước và trạng thái của nó không còn giống như của khí lý tưởng nữa. Nếu không khí là bão hòa áp suất hơi thì tỷ lệ mà theo đó nhiệt độ giảm theo độ cao được gọi là Tỷ lệ giảm nhiệt độ đoạn nhiệt bão hòa. Tổng quát hơn, tỷ lệ thật sự mà nhiệt độ giảm theo độ cao được gọi là Tỷ lệ giảm nhiệt độ môi trường.
Trên thực tế, trong tầng đối lưu tỷ lệ giảm nhiệt độ môi trường trung bình là khoảng 6,5°C cho mỗi km [1.000 m hay 3,567°F trên mỗi 1.000ft] gia tăng thêm về độ cao[1].
Tỷ lệ giảm nhiệt độ môi trường [ d T / d z {\displaystyle dT/dz} thực tế] thông thường không bằng tỷ lệ giảm nhiệt độ đoạn nhiệt [hay tương ứng là d S / d z 0 {\displaystyle dS/dz\neq 0} ]. Nếu không khí phía trên là ấm hơn so với dự báo bởi tỷ lệ giảm nhiệt độ đoạn nhiệt [ d S / d z > 0 {\displaystyle dS/dz>0} ] thì khi khối khí bốc lên và giãn nở, nó sẽ đạt tới độ cao mới với nhiệt độ thấp hơn so với môi trường quanh nó. Trong trường hợp này, khối khí là đặc hơn so với xung quanh nên nó có xu hướng bị chìm xuống tới độ cao ban đầu và không khí là ổn định để chống lại việc bị đẩy lên. Ngược lại, nếu không khí phía trên là lạnh hơn so với dự báo bởi tỷ lệ giảm nhiệt độ đoạn nhiệt [ d S / d z < 0 {\displaystyle dS/dz