Giáo trình Khí tượng biển (Phần 2)

133 trang ngocly 1570

Download

Bạn đang xem 20 trang mẫu của tài liệu "Giáo trình Khí tượng biển (Phần 2)", để tải tài liệu gốc về máy bạn click vào nút DOWNLOAD ở trên

Tài liệu đính kèm:

giao_trinh_khi_tuong_bien_phan_2.pdf

Nội dung text: Giáo trình Khí tượng biển (Phần 2)

CHƯƠNG IV HOÀN LƯU KHÍ QUYỂN 4.1 Hoàn lưu chung khí quyển Tập hợp các luồng không khí chuyển động thành dòng khép kín với quy mô lớn trên phạm vi toàn cầu được gọi là hoàn lưu chung khí quyển. Hoàn lưu chung khí quyển bao gồm 2 thành phần: thành phần nằm ngang (chiếm ưu thế) và thành phần thẳng đứng. Khi nghiên cứu hoàn lưu chung khí quyển người ta thường không xét trường đường dòng mà xét đến hệ thống các đường đẳng áp, đẳng cao trên các bản đồ thời tiết, tức là xét đến trường áp bởi vì trường áp và trường gió có mối quan hệ mật thiết với nhau, do đó xét trường áp tức là xét đến trường gió, cũng tức là xét đến trường đường dòng. 4.1.1 Sơ đồ hoàn lưu chung khí quyển Sơ đồ hoàn lưu chung khí quyển là mô hình các đường dòng không khí đã được đơn giản hoá đi rất nhiều. 1) Sơ đồ hoàn lưu nhiệt không xét đến sự quay của quả đất Đây là sơ đồ hoàn lưu đơn giản nhất. Có thể mô tả sơ đồ này như sau: Giả thiết rằng bề mặt trái đất là đồng nhất, các lớp khí quyển đồng nhất và hoàn toàn trong suốt, không có sự quay của quả đất. Do đó, khí quyển không hấp thụ bức xạ mặt trời và mặt đất nóng lên hoàn toàn phụ thuộc vào độ cao mặt trời. Vì vậy, lượng bức xạ nhận được ở các vĩ độ khác nhau thì khác nhau nên bề mặt trái đất bị đốt nóng không đồng đều và không khí cũng nóng lên không đồng đều theo vĩ độ. Kết quả là: - ở xích đạo và vùng vĩ độ thấp: do nhận được nhiều bức xạ mặt trời, mặt đất nóng lên, không khí nóng lên và bốc lên cao; ở mặt đất khí áp giảm hình thành thấp áp, trên cao khí áp tăng hình thành cao áp. - ở cực và vùng vĩ độ cao: do nhận được ít bức xạ mặt trời, mặt đất lạnh đi, không khí lạnh đi và co nén lại, không khí có xu thế giáng từ trên cao xuống, dẫn đến dưới thấp khí áp tăng hình thành cao áp ở mặt đất, trên cao khí áp giảm hình thành thấp áp trên cao. Do đó, ở mặt đất không khí chuyển động từ áp cao cực về áp thấp xích đạo; ở trên cao không khí chuyển động từ xích đạo về cực hình thành vòng hoàn lưu khép kín được gọi là vòng hoàn lưu nhiệt. Sơ đồ vòng hoàn lưu nhiệt không xét đến sự quay của quả Hình 4-1 đất ở Bắc bán cầu được mô tả trên hình 4-1.
Như vậy, theo sơ đồ này, trên địa cầu có 2 vòng hoàn lưu nhiệt ở 2 bán cầu và chuyển động thẳng đứng ở xích đạo có ý nghĩa rất to lớn đối với hoàn lưu chung khí quyển. ý nghĩa này thể hiện ở chỗ: - Không khí ở vùng xích đạo có bốc lên thì áp suất khí quyển ở mặt đất mới giảm và áp suất ở trên cao mới tăng, từ đó mới phát sinh dòng không khí thổi từ cực về xích đạo ở dưới thấp và dòng không khí thổi từ xích đạo về cực ở trên cao. Đồng thời khi không khí bốc lên cao cùng với quá trình ngưng kết sẽ là sự toả nhiệt và tiềm nhiệt nầy chính là động lực thúc đẩy không khí tiếp tục bốc lên. - Mặc khác, chuyển động thẳng đứng ở xích đạo chính là động lực tạo nên cơ chế hút gió từ trên cao xuống mặt đất ở vùng cực bởi vì khi không khí ở xích đạo bốc lên cao chuyển dần về cực sẽ bị nguội lạnh dần, mật độ không khí sẽ tăng lên và đến cực nó nặng hơn, có xu hướng giáng xuống mặt đất. 2) Sơ đồ hoàn lưu khí quyển có xét đến sự quay của trái đất Sơ đồ này dựa trên giả thiết rằng bề mặt đệm là đồng nhất, các lớp khí quyển đồng nhất và hoàn toàn trong suốt, nhưng có xét đến sự quay của quả đất. Do đó nguyên nhân làm cho không khí chuyển động vẫn là do sự chênh lệch nhiệt độ giữa cực - xích đạo song hình dạng của vòng hoàn lưu do sự tác dụng của lực Cơriolit nên bị biến đổi đi ít nhiều. Theo Rossby, sơ đồ hoàn lưu khí quyển có xét đến sự quay của trái đất được mô tả như sau: - Tại vùng nhiệt đới: Không khí thăng lên ở xích đạo và chuyển dần về vĩ độ ϕ = 30o, do lực Cơriolit càng lên vĩ độ cao dòng không khí càng lệch phải (ở Bắc bán cầu) hoặc lệch trái (Nam bán cầu). Theo tính toán đến vĩ độ ϕ = 30o, dòng không khí trở thành vĩ hướng và tại đây không khí liên tục được bổ sung, nén xuống làm cho áp suất ở dưới thấp tăng lên hình thành cao áp (cao áp cận nhiệt). Như vậy, giữa xích đạo và vĩ độ ϕ = 30o hình thành vòng hoàn lưu khép kín: dưới thấp không khí thổi từ vĩ độ ϕ = 30o về xích đạo theo hướng Đông Bắc gọi là tín phong, trên cao từ xích đạo về vĩ độ ϕ = 30o gọi là phản tính phong. Hoàn lưu tín phong này có thành phần hướng Đông ở dưới thấp và hướng Tây ở trên cao. - Tại vĩ độ 60o - cực: Tại cực, ở mặt đất lạnh là vùng cao áp nên gió thổi từ cực về vĩ độ ϕ = 60o. Do tác dụng của lực Cơriôlit nên gió có hướng Đông Bắc chuyển dần thành vĩ hướng. Tại vùng ϕ = 60o tiếp nhận gió từ vĩ độ ϕ = 30o thổi về theo hướng Tây Nam, do tác dụng của lực Cơriôlit cũng chuyển dần thành vĩ hướng. Hai luồng gió này gặp nhau buộc không khí phải thăng lên cao và di chuyển về bổ sung cho không khí trên cao ở cực (không thể thổi về vĩ độ thấp được vì vùng vĩ độ trung bình tồn tại đới gió có hướng Tây Nam dày từ thấp lên cao). Kết quả là giữa cực và vĩ độ ϕ = 60o tồn tại vòng hoàn lưu gọi là hoàn lưu địa cực. Hoàn lưu địa cực có thành phần hướng Đông ở dưới thấp và thành phần hướng Tây ở trên cao.
- Trong cả tầng đối - bình lưu: Trong cả tầng đối - bình lưu, sơ đồ vòng hoàn lưu lớn dễ nhận thấy như sau: Trong E E tầng đối lưu có gió Tây Nam, thịnh hành thành W W phần hướng Tây (đới gió Tây). Trong tầng bình lưu: có gió Đông Bắc, E E thịnh hành thành phần hướng Đông (đới gió Hình 4-2 Đông). Tóm lại: Sơ đồ hoàn lưu nhiệt có xét đến sự quay của quả đất bao gồm hai vòng hoàn lưu nhỏ là hoàn lưu tín phong ở vùng vĩ độ thấp và hoàn lưu địa cực ở vùng vĩ độ cao với gió Đông thịnh hành phía dưới, gió Tây thịnh hành phía trên và một vòng hoàn lưu lớn bao trùm toàn cầu với gió Tây thịnh hành phía dưới, gió Đông thịnh hành phía trên (hình 4-2). 3) Sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình Sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình được mô tả bằng mặt cắt theo chiều thẳng đứng từ mặt đất cho đến giới hạn trên cùng của khí quyển ở Bắc bán cầu và Nam bán cầu trong mùa đông và mùa hè. Trên sơ đồ này người ta biểu diễn những dòng vĩ hướng bằng các đường đẳng tốc theo mặt cắt thẳng đứng: dòng không khí từ Tây qua Đông gọi là gió Tây; dòng không khí từ Đông qua Tây gọi là gió Đông. Các đường đẳng trị tốc độ gió trong sơ đồ đo bằng m/s. Song trong sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình lại không kể tới thành phần gió các hướng khác và các chuyển động thẳng đứng.
Hình 4-3 là một dạng sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình. Theo sơ đồ này thì: ở miền vĩ độ thấp gió Đông chiếm ưu thế lan từ mặt đất đến độ cao khá lớn còn bên trên nó có lớp gió Tây; ở miền cực đới là lớp gió Đông tương đối thấp và ở vùng ôn đới nói chung bao trùm đới gió Tây suốt chiều dày của khí quyển. Như vậy, trên sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình ta cũng nhận thấy hệ thống tín phong và phản tín phong; nhưng sự hình thành tín phong và phản tín phong không phải liên quan với sự đi lên của không khí nóng ở xích đạo mà liên quan với sự mở rộng theo chiều nằm ngang của đới gió Tây từ miền ôn đới sang miền vĩ độ thấp. Chính vì vậy mà nhiều nhà khí tượng thế giới cho rằng: những chuyển động thẳng đứng của không khí trong vùng xích đạo không có ý nghĩa to lớn đối với hoàn lưu chung khí quyển như trước đây người ta đã gán cho nó. Do đó, người ta xem gió Tây thổi mạnh ở miền ôn đới, phát sinh trong vùng nhiệt độ giảm mạnh mẽ, khi nhiệt độ tăng là động lực chủ yếu của hoàn lưu chung khí quyển. Sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình còn nêu được những đặc điểm quan trọng của hoàn lưu trên cao như: sự phân bố các đới gió thịnh hành khá phù hợp với sơ đồ vòng hoàn lưu đối - bình lưu trong các sơ đồ hoàn lưu nhiệt; sự phân bố của tốc độ gió theo độ cao ở các vĩ độ trong cả hai mùa, trên đó nổi bật nên các vùng có gió mạnh đạt tới 30-40 m/s hoặc lớn hơn. Các vùng gió mạnh này thổi vòng quanh trái đất khi lệch về
phía Bắc khi lệch về phía Nam hoặc bị đứt đoạn gây ảnh hưởng rất lớn đến các quá trình khí quyển ở các lớp dưới thấp. 4) Hoàn lưu thực tế trên trái đất Do có sự phân bố không đều giữa lục địa và biển trên bề mặt dẫn đến sự phân bố không đồng đều về chế độ nhiệt và nơi lạnh nhất thế giới không phải là Bắc hoặc Nam cực mà là Iacút (Véckhôiăngxơcơ) và Gơrenlen, nơi nóng nhất không phải là xích đạo mà là các sa mạc thuộc Phi châu, á châu và Bắc Mỹ; từ đó dẫn đến sự phân bố không đồng đều về khí áp. Như vậy, sự khác biệt giữa hoàn lưu thực tế với sơ đồ hoàn lưu chung là do chế độ nhiệt thực tế của bề mặt đất gây ra. Ta sẽ sử dụng các bản đồ khí áp trung bình vào tháng I và VII để nghiên cứu hoàn lưu thực tế vào mùa đông và mùa hè (hình 2-4, 2-5, 2-6 và 2-7). a) Trường khí áp trung bình trên bản đồ tháng I - Trường khí áp trung bình trên mực biển: ở Bắc bán cầu: Các trung tâm khí áp được phân bố như sau: + Cao áp Bắc băng dương hình thành trên biển băng mờ. + Cao áp Xêbêri, Gơrenlen và Bắc Mỹ phát triển mạnh thành các xoáy nghịch lớn (do bề mặt đệm lạnh). + áp thấp Alêuchiên và áp thấp Itslan phát triển và thể hiện rõ. + Cao áp phó nhiệt đới Bắc Thái Bình Dương (Haoai) và Bắc Đại Tây Dương (Aso) giảm yếu do tác dụng của nhiệt lực. + Dải áp thấp xích đạo di chuyển xuống phía Nam bán cầu. ở Nam bán cầu: Các trung tâm khí áp được phân bố như sau: + Tại ϕ = 20 ÷ 40o cao áp trên đại dương thể hiện rõ (Nam ấn Độ Dương, Thái Bình Dương và Đại Tây Dương). + Trên lục địa Nam Mỹ, châu Phi, châu úc hình thành các trung tâm xoáy thuận. + Cực Nam hình thành áp thấp Nam cực.
Hình 4-4: Bản đồ khí áp ở mực biển vào tháng giêng Hình 4-5: Bản đồ khí áp ở mực biển vào tháng bảy
Hình 4-6: Bản đồ đẳng cao mặt 500 mb nửa Đông Bắc bán cầu vào tháng giêng Hình 4-7: Bản đồ đẳng cao mặt 500 mb nửa Đông Bắc bán cầu vào tháng bảy
- Trường khí áp trung bình trên cao + Do không khí bốc lên cao ở vùng vĩ độ thấp nên ở trên cao: áp cao ở vĩ độ thấp, còn áp thấp ở vĩ độ cao. + Sự phân bố áp suất như vậy xuất hiện građiăng địa thế vị nằm ngang theo hướng kinh tuyến và các đường đẳng cao nói chung song song với vùng vĩ tuyến và có chiều phù hợp với qui tắc gió địa chuyển, tức là từ Tây sang Đông - Đó là hoàn lưu vĩ hướng Tây - Đông. b) Trường khí áp trung bình trên bản đồ tháng VII - Trường khí áp trung bình trên mặt biển: ở Bắc bán cầu: Các trung tâm khí áp được phân bố như sau: + Các vùng xoáy nghịch cận nhiệt đới Aso, Haoai phát triển rất mạnh. + Dải áp thấp xích đạo thể hiện rõ và dịch chuyển về Bắc bán cầu. + Xoáy nghịch Xibêri, Gơrenlan yếu đi, có khi mờ hẳn; đặc biệt cao áp Bắc Mỹ tan rã và hình thành một trung tâm xoáy thuận. + áp thấp Alêuchiên, Itslan đầy lên. ở Nam bán cầu: Các trung tâm khí áp được phân bố như sau: + Vùng gần xích đạo là nơi có áp suất thấp. + Cao áp phó nhiệt đới hoạt động từ vĩ độ ϕ = 30 ÷ 40o + Từ vĩ độ ϕ = 60o trở về cực là khu vực áp thấp . - Trường khí áp trung bình trên cao: + Sự phân bố khí áp cũng giống như tháng I, song có điểm khác là về cường độ các trung tâm khí áp; građiăng địa thế vị ở Bắc bán cầu nhỏ hơn nhiều tháng I, ở Nam bán cầu lớn hơn nhiều tháng I. Hay nói khác: građiăng địa thế vị ở bán cầu nào về mùa đông cũng lớn hơn nhiều so với về mùa hạ. + Từ đó ta thấy sự tương phản áp suất giữa xích đạo và cực ở mực nào đó của tầng đối lưu về mùa đông sẽ lớn hơn về mùa hè. Do đó, hoàn lưu vĩ hướng Tây - Đông vào mùa đông sẽ lớn hơn vào mùa hè. c) Qua các bản đồ trung bình về trường áp có thể có các nhận xét sau: - Các bản đồ trường khí áp trung bình mặt biển tuy chưa phản ánh được tất cả sự phức tạp muôn hình muôn vẻ của hoàn lưu khí quyển trên trái đất song cũng nêu được cái nền cơ bản - cái nền này khá phù hợp với các sơ đồ hoàn lưu và các bản đồ này phản ánh được ảnh hưởng của sự phân bố biển và lục địa của trái đất mà các sơ đồ hoàn lưu trước chưa đề cập. - Các bản đồ trường khí áp trên cao cho thấy: Ngoài dòng vĩ hướng Tây - Đông, ta còn nhận thấy các sống, rãnh chứng tỏ có tồn tại các vận động kinh tuyến. Kết quả là: hoàn lưu vĩ hướng thỉnh thoảng bị phá hủy bởi hoàn lưu kinh hướng khi có rãnh, lưỡi có trục theo kinh tuyến phát triển. Như vậy, hoàn lưu khí quyển là sự kết hợp luôn luôn biến chuyển những dòng vĩ tuyến và kinh tuyến. Khi dòng vĩ tuyến chiếm ưu thế thì không khí sẽ chuyển động theo vòng vĩ tuyến (GP hướng từ xích đạo về cực); khi dòng kinh tuyến chiếm ưu thế (GP sẽ hướng theo vòng vĩ tuyến) thì khí quyển sẽ phân
chia thành các cơ cấu khí áp đóng kín (cao áp chướng ngại và áp thấp bị cắt) chuyển động theo chiều kinh tuyến. - Kết hợp 2 loại bản đồ trên ta thấy hoàn lưu khí quyển có những biến thiên theo mùa rõ rệt. Điều đó có liên quan đến sự phân bố các nguồn nóng lạnh trên biển và lục địa, có nghĩa là khi mùa thay đổi thì sự chênh lệch về nhiệt độ giữa biển và lục địa có thay đổi dẫn đến hoàn lưu cũng thay đổi một cách tương ứng. Ví dụ: Trung tâm xoáy thuận được thay thế bằng trung tâm xoáy nghịch và người ta quan sát thấy sự biến thiên theo mùa của điều kiện thời tiết. Người ta gọi đó là đặc điểm gió mùa của hoàn lưu. d) Gió mùa - Định nghĩa: Các luồng không khí có qui mô lớn mà hướng thay đổi ngược chiều hay gần như ngược chiều từ nửa năm này sang nửa năm tiếp theo được gọi là gió mùa. Gió mùa có thể thấy ở mọi độ cao trên một vùng rộng lớn. Nhưng thông thường người ta thường dùng khái niệm gió mùa để chỉ các luồng không khí ở mặt đất (có độ dày không lớn). Cần phân biệt gió mùa với gió đất, gió biển. ở một chừng mực nào đó cả 2 thứ gió đều liên quan đến sự chênh lệch nhiệt độ giữa 2 mặt đệm khác nhau (đặc biệt là ở vùng ôn đới). Điểm khác ở chỗ: gió đất, biển có luồng nghịch ở trên, còn gió mùa thì không có (các bản đồ cao không chứng tỏ điều đó). Gió mùa có thể hình thành ở khắp mọi nơi trên trái đất với mức độ khác nhau. Năm 1950 Khơ rô môp đã tính toán chỉ tiêu gió mùa thông qua trị số trung bình các tần suất hướng gió chính và từ đó xây dựng được bản đồ phân bố gió mùa trên toàn thế giới. - Phân loại: Dựa vào nguồn gốc hình thành người ta phân gió mùa thành hai loại: gió mùa nhiệt đới và gió mùa ngoại nhiệt đới. + Gió mùa nhiệt đới: Gió mùa nhiệt đới (hay còn gọi là gió mùa xích đạo) hình thành trong vùng nhiệt đới (từ vĩ độ 25oB đến 25oN). Gió mùa nhiệt đới là kết quả của sự dịch chuyển đới tín phong Bắc bán cầu và Nam bán cầu khi áp thấp xích đạo di chuyển từ bán cầu này sang bán cầu kia theo chuyển động biểu kiến của mặt trời trong năm (hình 4-8). áp thấp xích đạo ϕ = 0 ϕ = 0 áp thấp xích đạo Mùa đông (BBC) Mùa hè (BBC) Hình 4-8
Như vậy, gió mùa nhiệt đới chính là sự trao đổi không khí giữa hai bán cầu ở tầng thấp; trong đó, sự di chuyển của áp thấp xích đạo đóng vai trò chủ yếu, còn sự chênh lệch nhiệt độ giữa lục địa và biển chỉ đóng vai trò thứ yếu. + Gió mùa ngoại nhiệt đới: Trái với gió mùa nhiệt đới, sự tương phản về nhiệt độ giữa biển và lục địa lại đóng vai trò quan trọng trong việc hình thành gió mùa ngoại nhiệt đới. Gió mùa ngoại nhiệt đới thể hiện rõ ở bờ biển phía Đông châu á, dẫn đến sự biến đổi theo mùa của nhiệt độ đặc biệt lớn với: mùa đông gió mùa xuất phát từ cao áp lục địa Xibêri thổi ra áp thấp biển Alêuchiên; mùa hạ thổi từ cao áp phó nhiệt đới Bắc Thái Bình Dương về áp thấp lục địa châu á. 4.1.2 Vài nét đặc trưng hoàn lưu ở các đới vĩ độ 1) Hoàn lưu ở vĩ độ trung bình và vĩ độ cao a) Đới front trên cao Vùng có građiăng nhiệt độ theo chiều ngang lớn, gió mạnh, sự biến động tốc độ gió theo chiều cao lớn mà trên bản đồ thời tiết AT đó là các vùng có các đường đẳng cao (hoặc trên bản đồ OT đó có các đường đẳng nhiệt) xít nhau và là vùng chuyển tiếp giữa xoày thuận lạnh tầm cao và xoáy nghịch nóng tầm cao, được gọi là đới front trên cao (ĐFTC). ĐFTC hình thành ở độ cao 14 – 17 km, có chiều dài từ 1000 - 13000 km Thấp lạnh (thông thường 3000 – 4000 km) và chiều rộng 1000 – 1500 km. Cửa vào Cửa ra ĐFTC: thể hiện rõ ở trên bản đồ (Khu vào) (Khu ra) AT300 - AT200. Đặc trưng quan trọng của ĐFTC là: cửa vào hội tụ; cửa ra phân kỳ (hình Cao nóng 4-9). Hình 4-9 ĐFTC khác front chủ yếu là ở chỗ: ĐFTC là kiến trúc một phần của trường nhiệt áp biểu hiện chủ yếu qua hình dáng của các đường dòng, các đường đẳng cao trên bản đồ AT song nhiều trường hợp trên mặt đất chưa chắc đã có biểu thị front hoặc front rất mờ; ngược lại có khi ở mặt đất front rõ song lại không có ĐFTC. b) Đới front hành tinh trên cao Trên mỗi bán cầu trái đất, xoáy thuận trên cao chủ yếu ở các vĩ độ cao và tập hợp thành xoáy thuận hành tinh trên cao (có tâm ở cực); xoáy nghịch trên cao chủ yếu nằm ở vùng nhiệt đới, cận nhiệt đới và tập hợp thành cao áp cận nhiệt. Như vậy, giữa chúng có một đới front gọi là đới front hành tinh trên cao (ĐFHTTC). ĐFHTTC đôi khi chia thành 2 hoặc 3 đới, các đới này có thể hoà nhập kéo dài theo vùng vĩ tuyến hoặc uốn dạng Ω theo kinh tuyến. ĐFHTTC phân thành các nhánh: nhánh Bắc ngăn cách giữa không khí cực và không khí vĩ độ trung bình; nhánh Nam ngăn cách giữa không khí vĩ độ trung bình và không khí nhiệt đới. Các nhánh này di
chuyển theo mùa. Như vậy, có thể coi đới front trên cao là một thành phần của đới front hành tinh trên cao. c) Dòng chảy xiết Những dòng không khí có tốc độ rất lớn thể hiện trên ĐFTC và ĐFHTTC, có vận tốc khá lớn từ 50 đến 80 m/s, có khi lên tới 100 đến 150 m/s hoặc lớn hơn được gọi là dòng chảy xiết. Nhiều người còn gọi dòng chảy xiết là dải front trên cao hoặc dải front hành tinh trên cao. Nếu lấy đường đẳng tốc 25 ÷ 50 m/s làm giới hạn ngoài thì kích thước của dòng chảy xiết trên ĐFTC dài khoảng 1000 ÷ 12000 km, trên ĐFHTTC có thể bao cả vòng quanh trái đất còn độ rộng dòng chảy xiết khoảng 1000 km và độ dày vào khoảng 6 ÷ 10 km. Trục của dòng chảy xiết ở độ cao chừng 9 ÷ 12 km (xấp xỉ đỉnh tầng đối lưu). Qua trục của dòng chảy xiết là các đường đẳng tốc sắp xếp không đối xứng mà xít nhiều nghiêng về không khí lạnh. Có thể quan sát được 2 hoặc 3 dòng chảy xiết khi ĐFHTTC hình thành các nhánh ở các vĩ độ khác nhau. d) Sóng trong gió Tây Ngoài rìa xoáy thuận hành tinh có đới gió Tây, trong đó có hình thức dao động sóng. Dao động sóng này thể hiện trên các đường đẳng cao trong đới gió Tây. Hướng chuyển động của sóng khí áp này thường ổn định từ Tây sang Đông nên dao động sóng được gọi là sóng trong gió Tây hay sóng Tây. Sóng trong gió Tây bao quanh toàn cầu với 3 đến 6 sóng dài với độ dài sóng cỡ hàng nghìn km, tốc độ chuyển động nhanh. Ngoài rìa sóng dài này thường có các sóng ngắn hình thành do sự nhiễu động sóng; các sóng này có liên quan với sự di chuyển của các cơ cấu khí áp ở mặt đất. Tốc độ chuyển động của sóng ngắn này còn nhanh hơn sóng dài. Giữa sóng ngắn và sóng dài có mối quan hệ tương hỗ: sóng dài nhiễu động tạo thành sóng ngắn và sóng ngắn tiêu tan nhường chỗ cho sóng dài. Vậy sóng Tây có quan hệ mật thiết với front và xoáy thuận ở mặt đất. Tốc độ di chuyển của sóng Tây phụ thuộc vào vĩ độ địa lý, độ dài bước sóng của nó và tốc độ của gió Tây. Theo kết quả nghiên cứu của Rossby thì tốc độ di chuyển của sóng Tây nhỏ hơn nhiều so với tốc độ của gió Tây. Trong tính toán, tốc độ sóng Tây sẽ mang giá trị dương khi sóng di chuyển về phía Đông, trị số âm khi sóng di chuyển về phía Tây và bằng 0 (hay còn gọi là sóng tĩnh) khi sóng không di chuyển. e) Quá trình ngăn chặn, chia cắt và đứt đoạn Sóng Tây có thể bất ổn định ở một phần nào đó, tức là biên độ sóng mở rộng và kết quả là trong đới gió Tây có thể xuất hiện một loạt các áp thấp hoặc rãnh lạnh và các áp cao hoặc lưỡi nóng; do đó có sự phân bố lại các đường đẳng áp và đẳng nhiệt. Quá trình này gọi là quá trình biến dạng trên cao. Tương ứng với quá trình biến dạng trên cao là trường biến dạng trên cao. Có thể chia trường biến dạng trên cao thành 2 loại:
+ Trường biến dạng đối xứng: Trường biến dạng đối xứng có đôi cao áp nóng và đôi thấp áp lạnh đối diện nhau. Hình 4-10 biểu diễn trường biến dạng đối xứng. + Trường biến dạng không đối xứng: Trên hình 4-11 là sơ đồ biểu diễn trường biến dạng không đối xứng. Nó biến đổi theo thời gian tuỳ thuộc vào sự tiến triển của các trung tâm mà trường biến dạng có liên quan: khi biến đổi phát triển xoáy thuận thì khí áp ở các miền I, II sẽ giảm xuống; còn khi biến đổi phát triển xoáy nghịch thì khí áp ở các miền I, II sẽ tăng lên. T T I C T C II T C Hình 4-10 Hình 4-11 - Quá trình chia cắt: Tại miền I nếu khí áp giảm (tức là có biến đổi phát triển xoáy thuận) thì rãnh phía trên sẽ sâu xuống hòa với xoáy thuận phía dưới. Vậy sự biến đổi của xoáy thuận của trường biến dạng trên cao sẽ đồng thời là sự biến đổi kinh hướng. Khi khí áp ở miền I lại tăng lên (tức là có biến đổi phát triển xoáy nghịch) thì tính vĩ hướng của các đường đẳng cao sẽ tăng lên và ở xoáy thuận dưới sẽ hình thành một số đường đẳng áp khép kín. Đó là quá trình chia cắt của xoáy thuận khỏi rãnh trên cao để tạo thành xoáy thuận tầm cao. - Quá trình ngăn chặn: Một cách tương tự, đối với miền II thì xoáy nghịch cũng được tách ra khi khí áp tại miền II tăng lên (tức là có biến đổi phát triển xoáy nghịch) và sau đó khí áp lại giảm xuống (tức là có biến đổi phát triển xoáy thuận). Đó là quá trình ngăn chặn để tạo thành xoáy nghịch tầm cao. Trong thực tế sự biến đổi xoáy nghịch trong một trường biến dạng trên cao thường kèm theo sự biến đổi xoáy thuận trong một trường biến dạng trên cao khác dẫn tới quá trình ngăn chặn và chia cắt ở trên cao thường xảy ra cùng một lúc. Cùng với quá trình này là các vùng nóng và lạnh sẽ được tách riêng ra. Một xoáy thuận lạnh hoặc xoáy nghịch nóng ở trên cao khi tồn tại lâu và ít chuyển động được gọi là xoáy thuận và xoáy nghịch trung tâm. Các xoáy nghịch trung tâm này hình như chắn lối đi của các dòng không khí hướng Tây nên có thể coi chúng là các xoáy nghịch ngăn chặn.
- Đường đứt: Trong sóng Tây khi tính kinh hướng tăng lên, rãnh khí áp trên cao này hình thành tương đối nông thì trên trục của rãnh hình thành đường đứt đoạn về hướng gió được gọi là đường đứt. Quá trình hình thành đường đứt thường kèm theo quá trình biến tướng của front ở mặt đất làm cho hai bên mặt front bị biến dạng (tạo thành đường đứt), sự chênh lệch các yếu tố khí tượng (trừ gió) đều không lớn lắm. Khi có đường đứt thời tiết nói chung rất xấu, mây và mưa nhiều. 2) Hoàn lưu ở vĩ độ thấp a) Hoàn lưu tín phong ở vùng vĩ độ ϕ ≈ 300 ở cả hai bán cầu có đới cao áp cận nhiệt kéo dài; đới này bị phân chia thành các trung tâm xoáy nghịch riêng biệt trên biển. Từ cao áp cận nhiệt gió thổi về áp thấp xích đạo theo hướng Đông Bắc ở Bắc bán cầu và theo hướng Đông Nam ở Nam bán cầu. Đó là hoàn lưu tín phong hay còn gọi là mậu dịch phong. Trong vùng hoàn lưu tín phong có lớp nghịch nhiệt ở độ cao 2 km được gọi là nghịch nhiệt tín phong. Nghịch nhiệt tín phong là nghịch nhiệt lắng làm cản trở lớn đến chuyển động đối lưu và mưa. Giữa hai đới tín phong Bắc bán cầu và Nam bán cầu có dải áp thấp xích đạo với đặc trưng thời tiết là mưa rào và dông. Phạm vi mưa rào và dông có thể ảnh hưởng đến cả vùng phó nhiệt đới. Hoàn lưu tín phong ở vùng vĩ độ thấp hình thành và duy trì với tốc độ gió khoảng 2 đến 7 m/s. Tất nhiên khi có ảnh hưởng của xoáy thuận nhiệt đới thì tốc độ gió còn lớn hơn nhiều mặc dù xoáy thuận ở vùng vĩ độ thấp hình thành với quy mô không lớn lắm, song cường độ hoạt động lại khá mạnh. b) Sóng trong gió Đông ở vĩ độ thấp đới gió Đông cũng thường xuất hiện các dao động sóng gọi là sóng trong gió Đông gọi tắt là sóng Đông. Độ dài của sóng Đông từ 600 - 800 km có khi tới 1000 km. Sóng Đông “vận chuyển” các trung tâm biến áp ở mặt đất từ Đông sang Tây, do đó nó có vai trò rất lớn trong dự báo bão. Chế độ mưa kèm theo sóng Đông khá lớn và giảm dần ra sau trục rãnh. Khi gặp đảo, đất liền thì đối lưu phát triển và cho mưa to. Tốc độ di chuyển của sóng Đông phụ thuộc chủ yếu vào vĩ độ địa lý, độ dài bước sóng của nó, chiều rộng nhiễu động và tốc độ của gió Đông. Theo kết quả nghiên cứu của Haouýt, khi nhiễu động khá nhỏ thì tốc độ di chuyển của sóng Đông xấp xỉ bằng tốc độ của gió Đông. Trong tính toán, tốc độ sóng sẽ mang giá trị dương khi sóng di chuyển về phía Tây, trị số âm khi sóng di chuyển về phía Đông và bằng 0 (hay còn gọi là sóng tĩnh) khi sóng không di chuyển. 4.1.3 Xoáy thuận nhiệt đới, bão 1) Giới thiệu Xoáy thuận xuất hiện ở vùng có vĩ độ ϕ = 5 ÷ 20o trên những miền nhất định của cả hai bán cầu trái đất với građiăng khí áp nằm ngang lớn, gió mạnh được gọi là xoáy thuận nhiệt đới.
Cường độ xoáy thuận nhiệt đới thường đạt 960 đến 970 mb; tốc độ gió ở vùng gần trung tâm đạt từ 20 đến 30 m/s, đôi khi lên tới 50 m/s; hướng gió gần như song song với đường đẳng áp. Đường kính xoáy thuận nhiệt đới trong thời kỳ phát triển d khoảng 1000 km. Trong dự báo thời tiết ở Việt Nam, xoáy thuận nhiệt đới có tốc độ gió ở vùng gần trung tâm xoáy nhỏ hơn hoặc bằng cấp 7 được gọi là áp thấp nhiệt đới và lớn hơn cấp 7 được gọi là bão. Xoáy thuận nhiệt đới và bão phát sinh, phát triển và di chuyển chủ yếu trên đại dương, khi vào đất liền chúng thường bị đầy lên một cách nhanh chóng. Xoáy thuận nhiệt đới và bão di chuyển theo rìa của cao áp cận nhiệt, lúc đầu theo hướng từ Đông sang Tây trong đới tín phong, sau ngoặt lên phía Bắc hoặc Đông Bắc theo quỹ đạo parabol. Xoáy thuận nhiệt đới và bão tồn tại không liên quan đến front mà tham gia chuyển động quay trong một khối không khí nóng đồng nhất. Toàn bộ hệ thống xoáy đi lên cực kỳ mãnh liệt và hình thành mây, mưa trên một vùng rộng lớn. Riêng bão, ở vùng trung tâm gọi là “mắt bão” là vùng gió yếu, thậm chí yên tĩnh, quang mây. ở nước ta, xoáy thuận nhiệt đới và bão thường phát sinh ở Tây Nam Thái Bình Dương vào khoảng vĩ độ 10 đến 20o Bắc và kinh độ 130 đến 145o Đông. Có hai ổ bão thường sản sinh ra những áp thấp nhiệt đới và bão di chuyển ảnh hưởng đến nước ta, đó là: ổ trên Thái Bình Dương và ổ trên biển Đông. Thời gian ảnh hưởng đến nước ta từ tháng VI đến tháng XII thay đổi theo các khu vực như sau: + Từ Móng Cái đến Thanh Hóa: từ tháng VI đến tháng IX. + Từ Thanh Hóa đến Bình Trị Thiên: từ tháng VII đến tháng X. + Từ Bình Trị Thiên đến Thuận Hải: từ tháng VIII đến tháng XI. + Từ Thuận Hải đến Minh Hải: từ tháng IX đến tháng XII. 2) Quá trình hình thành và phát triển của xoáy thuận nhiệt đới, bão a) Quá trình hình thành Có nhiều thuyết nói về xoáy thuận nhiệt đới, bão: * Thuyết đối lưu nhiệt (Môn): Thuyết đối lưu nhiệt giải thích sự hình thành bão bằng chuyển động thẳng đứng phát triển mạnh mẽ trên vùng nước nóng ở đại dương. Nhân tố hỗ trợ là độ ẩm lớn và sự giải phóng tiềm lượng nhiệt do ngưng kết. Đây chỉ là điều kiện cần song chưa đủ. * Thuyết front (Nauy): Thuyết front cho rằng dao động của front nhiệt đới khi có những dự trữ năng lượng không ổn định lớn, từ đó xuất hiện những chênh lệch nhiệt độ đủ để xoáy thuận nhiệt đới, bão xuất hiện. Do tính chất xác định và thời điểm xuất hiện những chênh lệch này không rõ ràng nên cũng chưa phải là điều kiện đủ. * Thuyết sóng khí áp (Rossby): Thuyết sóng khí áp cho rằng xoáy thuận nhiệt đới, bão có liên hệ với các sóng khí áp (rãnh trên cao) di chuyển trong tầng đối lưu (tức là sóng Đông). Khi sóng Đông mất ổn định (tăng biên độ) sẽ tạo xoáy và bão. Song tính chất và độ mất ổn định cũng chưa rõ. Như vậy, tuy rằng chưa có một học thuyết nào hoàn chỉnh để giải thích được sự hình thành của xoáy thuận nhiệt đới và bão nhưng các nhà bác học thuộc khoa
học khí tượng hiện đại đã đi đến thừa nhận các điều kiện cơ bản để hình thành xoáy thuận nhiệt đới và bão như sau: (1) - Độ bất ổn định cao của khí quyển trong một lớp dày (> 10 km) trong một phạm vi rộng, nó gây nên bởi sự tương phản về nhiệt độ giữa không khí dưới thấp và trên cao và trạng thái bão hoà ẩm của không khí. Do vậy, xoáy thuận nhiệt đới và bão thường phát sinh trên các vùng biển nhiệt đới; thông thường nhiệt độ nước biển từ 26 ÷ 27oC. Nhiệt độ ban đầu cao, tiềm nhiệt giải phóng do ngưng kết chính là nguồn năng lượng bất ổn định W khổng lồ đảm bảo cho dòng thăng phát triển mạnh mẽ. (2) - Cần có các nhân tố kích thích ban đầu; đó là những nhiễu động động lực tạo ra dòng thăng. Các nhiễu động này có nguồn gốc rất khác nhau: hay gặp nhất là sự thăng mạnh mẽ trong khu vực hội tụ chí tuyến mỗi khi độ hội tụ tăng cường khí quyển; nhiễu động xuất hiện trong sóng Đông; hoặc sự thăng mạnh mẽ do bề mặt nóng tại địa phương. (3) - Cũng cần đảm bảo độ lệch hướng để tạo xoáy. Người ta còn thấy ở các vùng có vĩ độ ϕ < 5o xoáy thuận nhiệt đới và bão cũng không phát sinh. b) Quá trình phát triển Cuộc đời một xoáy thuận nhiệt đới, bão thông thường từ 5, 6 ngày đến 1 tuần (tất nhiên cũng có những con chỉ vài giờ, song cũng có con tới vài tuần). Có thể chia thành 4 giai đoạn phát triển: - Giai đoạn hình thành: Giai đoạn hình thành bắt đầu từ khi có biểu hiện xoáy cho tới khi có đường đẳng áp khép kín với trị số áp xuống đến 1000 mb. Giai đoạn này khí áp khơi sâu chậm chạp, hình thành hệ thống các đường dòng với cấp gió đạt áp thấp nhiệt đới. - Giai đoạn trẻ: Giai đoạn trẻ, cường độ xoáy thuận nhiệt đới đạt trình độ bão với biểu hiện khí áp giảm rất nhanh; mắt bão xuất hiện khá rõ; mây mưa trong một dải hẹp, hình thành những đới hướng vào tâm. Khí áp ở tâm xoáy P đạt cực tiểu, tốc độ gió lớn. Giai đoạn này khả năng phá hoại lớn bắt đầu hoạt động. - Giai đoạn thành thục: Giai đoạn thành thục, khí áp tại tâm xoáy không giảm nữa, tốc độ gió cực đại không tăng nữa; phạm vi gió mạnh mở rộng ra. Giai đoạn này bão di chuyển và mang theo khu vực gió to và thời tiết ác liệt trên đường đi của nó. - Giai đoạn đầy và tan đi: Khi di chuyển về phía vĩ độ cao hay vào vùng đới gió Tây thì bão đầy dần lên và phạm vi thu nhỏ lại, hoặc khi đổ bộ vào đất liền do ảnh hưởng của ma sát và hội tụ mà khí áp tại tâm tăng lên, xoáy thuận nhiệt đới, bão tan dần đi. 3) Cấu trúc thời tiết của bão a) Trường áp ở mặt đất Đường đẳng áp trong bão trên bản đồ thời tiết có thể hình tròn hoặc bầu dục, rất xít nhau, khí áp ở tâm bão rất thấp. Tại tâm bão người ta ký hiệu Vùng tâm thấp được gọi là mắt bão; một cơn bão có thể có 1 hoặc 2 mắt bão. Bão xuất hiện, trường khí áp biến đổi khá rõ: khi bão đến gần khí áp giảm nhanh, bão đi qua khí áp tăng nhanh. b) Trường gió và trường nhiệt
- Trường gió: Khu vực ảnh hưởng của bão tốc độ gió mạnh lên rõ rệt. Gió bão thường có tốc độ lớn hơn 60 m/s (các công trình kiến trúc bị đổ) có thể lên tới 80 ÷ 100 m/s và xoáy ngược chiều kim đồng hồ và hướng vào tâm. Trong bão gió giật từng cơn và đổi chiều trong một phạm vi tương đối hẹp. Riêng vùng mắt bão hầu như lặng gió. Đo gió trong bão khó khăn, trong nghiệp vụ có thể dùng các công thức để tính gió ở vùng gần trung tâm. Ví dụ: vmax = 4,5 ΔP (ΔP: giữa tâm và rìa) - Trường nhiệt: Nhiệt độ ở mắt bão và rìa bão không khác nhau nhiều, song nhiệt độ thế vị θ lại tăng từ ngoài vào trong, độ ẩm riêng q cũng hướng vào trong. Tuy nhiên, ở phạm vi ngoài đường đẳng áp 990 mb thì θ, q không thay đổi như vậy. c) Mắt bão Km Mắt bão là hiện tượng đặc biệt điển hình 18 - nhất của khí quyển vùng nhiệt đới với đường kính d vào khoảng 20 ÷ 30 km, đôi khi 60 ÷ 70 km. 9 - Vùng ngoài mắt bão là các dòng thăng thúc đẩy sự hình thành hệ thống mây, mưa trong bão; trong mắt bão tồn tại các dòng giáng, do vậy tại mắt bão, mưa ngừng rơi đột ngột, mây tiêu tan, trời trong sáng, sức gió Hình 4-12 ắ giảm đột ngột, có khi lặng gió; người ta có cảm tưởng “nóng bức, ẩm”, đôi khi “không thể thở được” (hình 4-12). d) Hệ thống mây, mưa - Mây: hình ảnh mây làm chúng ta dễ dàng phát hiện ra bão trên ảnh mây vệ tinh. Mây tầng thấp gần trung tâm bão là: St chân thấp, sát mặt biển, cao 7 - 8 km. Mây tầng trung bình gần tâm bão là: As, cao 3 - 5 km; xa tâm giảm dần. Mây tầng cao chủ yếu là Ci, gần tâm có Cs. Quanh mắt bão có mây vũ tích Cb dày 8 - 9 km. - Mưa: Quan trắc mưa trong bão rất khó khăn không chỉ vì mức độ ác liệt của bão mà còn do mưa không chỉ rơi theo chiều thẳng đứng mà nhiều khi do tác dụng của gió bão mà nước mưa lại theo chiều ngang hoặc chiều xiên bay tới
Mưa trải dài theo hướng di chuyển, phân bố cường độ mưa cực đại thường thành dải hình xoáy (hình 4-13). Khi bão đổ bộ vào đất liền, do ảnh hưởng của địa hình sự phân bố mưa phức tạp hơn rõ rệt. Mưa lớn nhất ở gần trung tâm (thường cách tâm bão khoảng từ 100 - 200 km); không có sấm sét (sấm sét chỉ có thể xảy ra ở vùng rìa hoặc khi bão tan). Lượng mưa một trận bão từ 500 ~ 2500 mm. Diện mưa cỡ vài, ba tỉnh. Thời gian mưa trung bình từ nửa ngày đến 3 - 4 ngày. Hình 4-13 e) Sự di chuyển của bão Có thể hình dung xoáy thuận nhiệt đới, bão như một xoáy nước bị dòng nước cuốn trôi đi. Do vậy, sự di chuyển của chúng rất phức tạp và phụ thuộc vào hình thế thời tiết trong từng khu vực; vào các cao áp, thấp áp mạnh yếu trên đường đi mà chúng gặp phải. Nguyên nhân di chuyển của bão gồm: nguyên nhân nội lực (tự xoáy) và ngoại lực (ngoài xoáy). Có nhiều học thuyết về sự di chuyển của xoáy thuận nhiệt đới. Đáng chú ý là lý thuyết dòng dẫn đường. Thuyết này cho rằng: vì bão là một cơ cấu khí áp không gian nên chúng di chuyển theo hướng của dòng sông dẫn đường ở trên cao. Kiben đề nghị lấy hướng của các đường đẳng cao trên mực đẳng áp 600 mb làm hướng của dòng sông dẫn đường cho sự di chuyển của bão. ở Nhật bản người ta dùng trường biến dạng trên cao để xác định sự di chuyển của bão. Các nhà khí tượng Nhật bản cho rằng bão di chuyển theo hướng vuông góc với trục qua điểm Hypecbolic với rãnh thấp của trường biến dạng trên cao (hình 4-14). Trường phái Marion (Cu Ba) quan niệm rằng bão di chuyển phụ thuộc vào sự di chuyển của các trung tâm cao áp điển hình thuộc khu vực Đại Tây Dương (hình 4-15). Vận tốc trung bình của xoáy thuận nhiệt đới, bão (tốc độ di chuyển của tâm bão) vào khoảng từ 10 đến 30 km/h. Bão di chuyển càng chậm thì khả năng phá hoại trên đường đi của nó càng lớn. ể Hướng di chuyển Hình 4-14 Hướng di chuyển của Hình 4-15 f) Các hiện tượng hải văn liên quan đến bão
- Sóng bão: Gió thổi trên biển gây ra sóng gọi là sóng bão. Sóng bão phụ thuộc vào tốc độ gió bão. Sóng bão có thể hình thành với độ cao tới 15 m, truyền đi xa hàng nghìn km, rồi đổ vào bờ. Dựa vào phương truyền sóng bão chúng ta có thể dự báo được hướng đi của bão. - Thủy triều bão: Gió tạo sóng song nói chung sóng không chuyển nước từ nơi này đến nơi khác, song khi gió thổi lâu, ổn định, mạnh mẽ thì tạo thành dòng nước. Do vậy, trước bão có một dòng nước biển tạo thành, gặp bờ thì dâng lên là thủy triều bão. Thủy triều bão có khi xuất hiện cách xa tâm bão khá xa tới 700-800 km và có thể kết hợp với thủy triều biển dẫn đến nước dâng gây ngập lụt lớn vùng ven biển. 4.2 Các khối không khí ở Bắc bán cầu và ảnh hưởng của chúng đến Việt Nam 4.2.1 Các khối không khí ở Bắc bán cầu Theo cách phân loại địa lý, ở Bắc bán cầu có 4 loại khối không khí chủ yếu sau: 1) Khối không khí Bắc Băng Dương: hình thành trên biển Bắc Băng Dương, mang tính chất lạnh khô. 2) Khối không khí cực đới: hình thành ở vùng vĩ độ ϕ = 40 ÷ 650B vào mùa hè; ở vùng vĩ độ ϕ = 50 ÷ 700B vào mùa đông. 3) Khối không khí nhiệt đới: hình thành ở vùng vĩ độ ϕ = 10 ÷ 300B. Mùa hè có thể lan tới vùng vĩ độ ϕ = 40 ÷ 500B. 4) Khối không khí xích đạo: hình thành ở vùng gặp gỡ của 2 đới tín phong Bắc và Nam bán cầu; nó di chuyển theo mùa. 4.2.2 Các khối không khí ảnh hưởng đến Việt Nam Cần khẳng định rằng: Sự luân phiên nhau tác động của các khối không khí đến Việt Nam đã mang lại sự tương phản sâu sắc giữa hai mùa và tạo nên tình huống phức tạp trong diễn biến thời tiết, trong khí hậu từng mùa ở nước ta. 1) Các khối không khí ảnh hưởng vào mùa đông Mùa đông ở nước ta chịu ảnh hưởng của hai khối không khí thịnh hành là không khí cực đới lục địa biến tính và không khí nhiệt đới biển Đông. a) Khối không khí cực đới lục địa biến tính Khối không khí cực đới lục địa biến tính bắt nguồn từ lục địa châu á (Xibêri - Mông Cổ) tràn vào nước ta bằng 2 con đường: biến tính qua lục địa và biến tính qua biển. - Khối không khí cực đới biến tính qua lục địa: Thời gian hoạt động vào các tháng nửa đầu mùa đông và thịnh hành vào các tháng giữa mùa đông: XII, I. Khi ảnh hưởng đến nước ta, không khí cực đới đã biến tính nhiều song nó vẫn là không khí lạnh và khô nhất ở nước ta. Không khí cực đới biến tính gặp không khí nóng đang ngự trị trên nước ta tạo thành front với thời tiết âm u và cho mưa rào. Khi đã ngự trị trên lãnh thổ nước ta, không khí cực đới biến tính qua lục địa đem lại một kiểu thời tiết là: nền nhiệt độ thấp, biên độ ngày đêm lớn, độ ẩm nhỏ, quang mây.
Đây là nguyên nhân của những ngày hanh khô ở miền Bắc nước ta và tính chất hanh khô giảm rõ khi đi vào miền Trung và không thấy nữa ở miền Nam. - Khối không khí cực đới biến tính qua biển: Thời gian hoạt động vào các tháng nửa cuối mùa đông, đặc biệt thịnh hành vào các tháng cuối mùa đông: II, III. Khi ảnh hưởng đến Việt Nam, nó đã đi qua một quãng đường dài trên biển nên trạng thái không khí hầu như đều đạt tới bão hoà. Với nền nhiệt độ thấp, độ ẩm cao gần tới bão hoà và tầng kết ổn định, không khí cực đới biến tính qua biển quy định một kiểu thời tiết đặc sắc là: lạnh và cực kỳ ẩm ướt kèm theo mưa phùn rất đặc sắc tiêu biểu cho Bắc Bộ vào nửa cuối mùa đông. b) Khối không khí nhiệt đới biển Đông Khối không khí nhiệt đới biển Đông hình thành ngay trên biển Đông. Nó vốn là không khí cực đới từ cao áp Xêbêri bị biến tính tràn xuống phía Nam, lan sang phía Đông và tồn tại lâu trên biển Đông, được nhiệt đới hoá mà hình thành (không phải là không khí biển hình thành từ cao áp cận chí tuyến). Trong suốt các tháng mùa đông, không khí nhiệt đới biển Đông đều có thể ảnh hưởng đến nước ta. So với không khí cực đới lục địa biến tính thì không khí nhiệt đới biển Đông nóng và ẩm hơn rõ rệt; song so với không khí nhiệt đới biển “chân chính” (từ Tây Bắc Thái Bình Dương) thì lạnh hơn và độ ẩm riêng cao hơn. Nói chung, không khí nhiệt đới biển Đông tràn tới nước ta vào mùa đông quy định một kiểu thời tiết ấm, đôi khi trở thành nóng bức. Phần lãnh thổ phía Bắc, không khí nhiệt đới biển Đông phát huy xen kẽ với không khí cực đới biến tính mỗi khi gió mùa Đông Bắc suy yếu, đem lại cho đồng bằng, trung du Bắc Bộ một loại hình thời tiết đặc sắc đó là “nồm” đôi khi kèm theo mưa phùn. Phần lãnh thổ phía Nam không khí nhiệt đới biển Đông chính là gió mùa mùa đông (gió mùa Đông Bắc), chỉ có những tháng đầu và cuối mùa đông nó mới có thể bị lu mờ khi không khí nhiệt đới biển Bắc Thái Bình Dương tràn tới. 2) Các khối không khí ảnh hưởng vào mùa hè Mùa hè ở nước ta chịu ảnh hưởng của 4 khối không khí thịnh hành là: khối không khí nhiệt đới biển Vịnh Bengan, khối không khí xích đạo, khối không khí nhiệt đới biển Bắc Thái Bình Dương và khối không khí nhiệt đới lục địa phía Tây. a) Khối không khí nhiệt đới Vịnh Bengan Phát sinh trên biển nhiệt đới Bắc ấn Độ Dương, không khí nhiệt đới Vịnh Bengan đi vào nước ta theo hai con đường: hoặc là từ phía Tây tới, hoặc từ phía Nam đi lên. Thời kỳ thịnh hành nhất của không khí nhiệt đới Vịnh Bengan ở nước ta vào các tháng đầu mùa hạ với đặc điểm là không khí nóng ẩm với thời tiết nóng, kèm dông nhiệt. Đối với phần lãnh thổ phía Bắc, không khí nhiệt đới Vịnh Bengan sau khi trải qua một quá trình biến tính mạnh trên đất liền phần Tây bán đảo Đông Dương, sau đó lại do hiệu ứng phơn khi qua dãy Trường Sơn nên nó đã đem lại một loại hình thế thời tiết của gió Tây Nam khô nóng đặc trưng ở Tây Bắc và Trung Bộ. Riêng vùng đồng bằng Bắc Bộ do tác dụng của áp thấp Bắc Bộ (hình thành thuộc lục địa nóng vào mùa
hè) mà không khí vòng qua vịnh Bắc Bộ để vào đất liền với hướng Đông Nam nên Bắc Bộ mát, ẩm hơn và hầu như không có Tây Nam khô nóng. Đối với phần lãnh thổ phía Nam, không khí nhiệt đới vịnh Bengan ít bị biến tính hơn, các thuộc tính về nhiệt ẩm hầu như được giữ nguyên nên nhiệt độ Nam Bộ sẽ thấp hơn ở miền Bắc và độ ẩm lại cao hơn. Một đặc điểm nổi bật cần nhấn mạnh là: với trữ lượng ẩm cao, độ dày lớn, khối không khí nhiệt đới Vịnh Bengan có khả năng cho mưa trên diện rộng đặc biệt là khi có kết hợp nhiễu động khí quyển như rãnh thấp, đường đứt b) Khối không khí xích đạo Không khí xích đạo ảnh hưởng đến Việt Nam suốt mùa hè và chia làm 2 thời kỳ: thời kỳ đầu xen kẽ không khí nhiệt đến Vịnh Bengan và thời kỳ thịnh hành từ tháng VII đến tháng IX. Không khí xích đạo quy định thời tiết xấu, nhiều mây, mưa lớn góp phần đáng kể vào lượng mưa mùa hè ở Việt Nam. c) Khối không khí nhiệt đới Bắc Thái Bình Dương Không khí nhiệt đới Bắc Thái Bình Dương là khối không khí nhiệt đới biển thuần tuý, nó ảnh hưởng đến nước ta trong suốt mùa hạ. Không khí nhiệt đới Bắc Thái Bình Dương ảnh hưởng đến nước ta dưới dạng lưỡi cao áp; vì vậy khi nó ngự trị trên lãnh thổ Việt Nam thì thời tiết đặc trưng là quang mây và trong sáng. Cũng cần lưu ý rằng: khi bắt đầu tiến vào đất liền, do ảnh hưởng của mặt đất nóng sẵn, nhất là khi có điều kiện động lực thuận lợi như rãnh, đường đứt, front thì có thể gây dông và cho mưa lớn (chớp đông nhay nháy gà gáy thì mưa). d) Khối không khí nhiệt đới lục địa phía Tây Không khí nhiệt đới lục địa phía Tây có thể liên quan đến vùng cao áp trên không cao nguyên Tây Tạng. Nó thường đè lên không khí nhiệt đới hay không khí xích đạo, do đó tầng kết rất ổn định. Đặc điểm thời tiết của không khí nhiệt đới lục địa phía Tây là rất nóng, khô và vẩn đục điển hình. Phạm vi ảnh hưởng của không khí nhiệt đới lục địa phía Tây là phần lãnh thổ phía Bắc (ít ra cũng là vùng Tây Bắc - có thể khống chế cả tầng thấp). Nếu duy trì sự ảnh hưởng này thì sẽ gây ra hạn hán nặng nề ở Bắc Bộ và Tây Bắc. Ngoài các khối không khí kể trên, những tháng đầu và cuối mùa ở phần lãnh thổ phía Bắc còn chịu ảnh hưởng của không khí cực đới biến tính sớm hoặc muộn - khi đó điều đáng quan tâm là sẽ xuất hiện các nhiễu động gây mưa lớn như front, đường đứt. Đây cũng là nguồn đóng góp đáng kể vào lượng mưa năm. 4.3 Gió mùa trong điều kiện Việt Nam 4.3.1 Khí hậu Việt nam là khí hậu nhiệt đới gió mùa Khí hậu Việt Nam thuộc loại hình đặc biệt đó là khí hậu nhiệt đới gió mùa. Đặc điểm của loại hình khí hậu này là: có những thuộc tính cơ bản của khí hậu nhiệt đới song do ảnh hưởng của gió mùa tính chất nhiệt đới không còn thuần khiết nữa mà đem
lại trên nền khí hậu nhiệt đới một dạng nhiễu động dị thường, ngoại lai đối với vĩ độ nhiệt đới. Sau đây ta nêu một cách khái quát các đặc điểm đó. 1) Thuộc tính cơ bản của khí hậu nhiệt đới a) Việt Nam nằm trong khu vực nội chí tuyến của Bắc bán cầu: Do sự kéo dài của lãnh thổ nước ta theo phương kinh tuyến, từ vĩ độ ϕ = 23o22'B đến vĩ độ ϕ = 8o30'B và kinh độ λ = 102o10'Đ đến kinh độ λ = 109o21'Đ và nằm hoàn toàn trong khu vực nội chí tuyến của Bắc bán cầu với 2 lần mặt trời đi qua thiên đỉnh trong một năm nên: - Độ cao mặt trời và độ dài ban ngày lớn và ít biến đổi, do đó khắp nơi từ Nam đến Bắc đều có khả năng nhận được lượng bức xạ mặt trời dồi dào. - Do khoảng cách thời gian giữa hai lần mặt trời qua thiên đỉnh thay đổi (theo vĩ độ ϕ tăng khoảng cách thời gian này càng gần lại) nên có dạng phân bố của bức xạ mặt trời trong năm khác nhau nhiều, từ đó dẫn tới sự khác nhau của sự phân bố các đặc trưng khí hậu: ở nửa phía Nam của lãnh thổ, biến trình năm của các đặc trưng khí hậu có dạng xích đạo với hai cực đại và hai cực tiểu, cực đại rơi vào lân cận các ngày phân (xuân phân và thu phân), cực tiểu rơi vào lân cận các ngày chí (hạ chí và đông chí) giống như bất cứ khu vực gần xích đạo nào khác trên thế giới. ở nửa phía Bắc của lãnh thổ, biến trình năm của các đặc trưng khí hậu cũng có dạng chí tuyến với một cực đại và một cực tiểu phân biệt rõ rệt, cực đại rơi vào lân cận ngày hạ chí, cực tiểu rơi vào lân cận ngày đông chí cũng giống như bất cứ khu vực nhiệt đới nào khác trên thế giới. Do đó dẫn đến sự phân hoá mùa nhiệt độ giữa phía Nam và phía Bắc: miền lãnh thổ phía Nam diễn biến gần dạng xích đạo với mùa nóng kéo dài và biến trình nhiệt độ điều hoà hơn, miền lãnh thổ phía Bắc có sự chênh lệch khá lớn về nhiệt độ giữa 2 mùa nóng, lạnh đối lập. Nói chung các đặc trưng khí hậu (đặc biệt là nhiệt) khá phù hợp với điều kiện thông thường của khí hậu nhiệt đới. Bảng 4-1 cho phép chúng ta so sánh các đặc trưng khí hậu tại một số địa điểm trong khu vực nhiệt đới. Bảng 4-1: So sánh các đặc trưng khí hậu tại một số địa điểm trong khu vực nhiệt đới Phnômpê Viêng Hà Nội TP. HCM Habana nh chăn ϕ = ϕ = ϕ = ϕ = ϕ = Các đặc trưng khí hậu 21o02' 10o47' 23o20' 11o33' 18o00' λ = λ = λ = λ = λ = 105o51' 106o40' 82o34'T 104o51' 102o34' Tổng nhiệt độ năm (oC) 8.560 10.000 10.100 9.250 9.500 Bức xạ tổng cộng (kcal/cm2năm) 111,3 136,4 155,3 140,5 130,0 Cán cân bức xạ (kcal/cm2năm) 85,8 111,2 88,9 76,5 100,0 Nhiệt độ trung bình năm (oC) 23,4 27,6 28,0 25,7 24,6 Số tháng có nhiệt độ > 25oC 05 12 12 07 06 Số tháng có nhiệt độ < 25oC 03 00 00 00 00
Nhiệt độ tháng lạnh nhất (oC) 16,6 26,2 26,4 21,7 21,7 Nhiệt độ tháng nóng nhất (oC) 28,8 29,8 29,8 28,5 29,0 Lượng mưa năm (mm) 1.600 1.984 1.400 1.670 1.200 Mùa mưa (từ tháng đến tháng) V − X V − X V − X V − X V − X Độ ẩm tương đối trung bình năm 84 82 73 80 80 (%) b) Tính nhiệt đới thể hiện trong hệ quả của tín phong: Tín phong không hề rút khỏi vai trò là một nhân tố thường xuyên ở vùng nhiệt đới; nó phát huy quanh năm thành từng đợt bất liên tục: mùa đông đem lại chế độ khí hậu khá ổn định ở miền Nam và những nhiễu động đặc sắc ở miền Bắc; mùa hè góp phần quan trọng tạo thành các nhiễu động ẩm mang lại lượng mưa phong phú cho cả hai miền. Tín phong ảnh hưởng đến nước ta có 2 loại: - Tín phong xuất phát từ rìa Tây Nam cao áp cận nhiệt (không khí nhiệt đới biển thực thụ), phát huy tác dụng chủ yếu vào mùa chuyển tiếp và cả trong mùa hè khi gió mùa mùa hạ suy yếu. - Tín phong xuất phát từ cao áp phụ Biển Đông (không khí cực đới biến tính đã được nhiệt đới hoá tĩnh lại trên Biển Đông thành không khí nhiệt đới biển, về định nghĩa và hệ quả thời tiết cũng khá phù hợp với tín phong), phát huy xen kẽ với gió mùa cực đới trong mùa đông. c) Tính nhiệt đới biểu hiện ở lớp phủ thực vật: Lớp phủ thực vật của Việt Nam thể hiện rõ tính nhiệt đới nóng ẩm: - Nhiều loại cây ở Việt Nam có biên độ sinh thái thích hợp với hoàn cảnh của khí hậu nhiệt đới: tốc độ sinh trưởng nhanh, khắp nơi rừng nhiệt đới xanh tươi rậm rạp và thành phần phức tạp. - Cây trồng có thể hoàn thành vòng sinh trưởng nhiều lần trong một năm, mùa màng phong phú d) Tính nhiệt đới nóng ẩm biểu hiện ở mạng lưới sông ngòi và lớp vỏ phong hoá: - Mạng lưới sông ngòi dày đặc (khoảng 0,16km/km2), lượng nước trong hệ thống sông suối lớn. - Phong hoá hoá học chiếm ưu thế: lớp vỏ pheralít dày hàng chục mét, các kiểu đất thường gặp hoàn toàn giống các kiểu đất của vùng nhiệt đới ẩm. Tóm lại, thiên nhiên và cảnh vật Việt Nam đã phản ánh những thuộc tính cơ bản của khí hậu nhiệt đới. Tuy nhiên, tính chất nhiệt đới không còn thuần khiết nữa là do hoạt động của gió mùa ở khu vực Đông Nam á gây nên. 4.3.2 Vai trò của gió mùa trong sự hình thành khí hậu Việt Nam Việt Nam nằm trong khu vực Đông Nam á. Do đó nghiên cứu khí hậu Việt Nam không thể tách rời nghiên cứu đặc điểm của gió mùa ở khu vực Đông Nam á với tất cả cơ chế phức tạp và những biểu hiện đặc sắc của nó trong điều kiện riêng biệt ở Việt Nam. 1) Đặc điểm của gió mùa ở khu vực Đông Nam á
a) Các trung tâm tác động: Để nghiên cứu đặc điểm gió mùa, ta sử dụng các trung tâm tác động trên các bản đồ mùa. Các bản đồ mùa này bao gồm bản đồ mặt đất và các bản đồ trên cao (ở đây chúng ta sử dụng bản đồ AT500). - ở mặt đất: Về mùa đông: Cao áp Xi bê ri (lục địa châu á) phát triển rất mạnh, áp suất ở vùng trung tâm (Bai can) xấp xỉ 1.035 mb. áp thấp Alêuchiên (Bắc Thái Bình Dương) sâu với áp suất ở vùng trung tâm xấp xỉ 1.002 mb. Cao áp phó nhiệt đới (Tây Bắc Thái Bình Dương) với tâm tại quần đảo Ha Oai tiến gần sát bờ biển Bắc Mỹ. Rãnh thấp xích đạo theo mặt trời chuyển động xuống phía Nam. Về mùa hạ: áp thấp ấn Độ - Pakitstăng phát triển do nguyên nhân nhiệt lực, có tâm tại Irăng với áp suất thấp hơn 1.000 mb. Cao áp phó nhiệt đới (Tây Bắc Thái Bình Dương) phát triển mạnh với áp suất ở vùng trung tâm xấp xỉ 1.025 mb. Rãnh thấp xích đạo theo mặt trời chuyển động lên phía Bắc. - ở trên cao: Về mùa đông: Khu vực Đông Nam á tồn tại một rãnh Đông á gần bờ biển châu á. Trên toàn bộ đại lục hoàn lưu gió Tây chiếm ưu thế, trong đó hình thành nhánh dòng chảy xiết phía Nam cao nguyên Tây Tạng. Về mùa hạ: ở độ cao 5 - 6 km khu vực Đông Nam á tồn tại một lưỡi cao áp cận chí tuyến (trên cao nguyên Tây Tạng hình thành một trung tâm đóng kín). ở độ cao thấp hơn (700 mb, 850 mb) tình hình giống như ở mặt đất. Từ sự phân bố các trung tâm tác động nêu trên, chúng ta rút ra những nhận xét sau đây: - Sự đảo ngược các trung tâm tác động qua các mùa làm cho chế độ gió thay đổi theo mùa trên toàn khu vực Đông Nam á và chế độ gió mùa nói chung là: mùa đông có hướng Đông Bắc gọi là gió mùa Đông Bắc và mùa hè có hướng Tây Nam gọi là gió mùa Tây Nam. - Gió mùa mùa đông chỉ phát triển đến độ cao vài km, còn gió mùa mùa hạ có thể lan đến độ cao 4 - 5 km hoặc hơn nữa. - Sự di chuyển xuống phía Nam của không khí cực đới về mùa đông là do sự kết hợp chặt chẽ giữa hoàn lưu mặt đất và trên cao có sự can thiệp mạnh mẽ của điều kiện địa hình - Cụ thể là rãnh Đông á đưa không khí lạnh ở cực bù lại và nuôi dưỡng cao áp Xêbêri, nhánh dòng chảy xiết phía Nam của đới gió Tây lôi cuốn không khí lạnh xuống phía Nam. - Sự phát triển xa rộng của gió mùa Tây Nam là do sự kết hợp của cơ chế nhiệt lực và cơ chế hành tinh có ảnh hưởng của địa hình - Cụ thể là sự nóng lên và lạnh đi của lục địa vào mùa hè, sự tịnh tiến của đới gió hành tinh về phía bán cầu mùa hạ, cao nguyên Tây Tạng uốn dòng chảy xiết về phía Bắc tạo thành một rãnh động lực thúc đẩy dải hội tụ lên phía Bắc. b) Sự tồn tại hai thứ gió mùa mùa đông và hai luồng gió mùa mùa hạ: Dựa vào bản chất của các khối không khí tương ứng (không dựa vào hình thức hướng và vĩ độ luồng gió) có thể phân biệt ra:
- Hai thứ gió mùa mùa đông: gió mùa ngoại nhiệt đới (gió mùa cực đới) và gió mùa nhiệt đới. Gió mùa cực đới là luồng không khí ngoại lai đối với vùng nhiệt đới (khác hẳn tín phong) có nguồn gốc từ cao áp Xêbêri. Gió mùa nhiệt đới bản chất giống tín phong, chỉ có điều nó thoát thai từ không khí cực đới được nhiệt đới hoá trên Biển Đông. Tính hai mặt này của gió mùa mùa đông là đặc điểm đặc sắc nhất và là nguồn gốc của những biến động mạnh mẽ của thời tiết mùa đông. - Hai luồng gió mùa mùa hạ: luồng trên Thái Bình Dương và luồng trên Bắc ấn Độ Dương. Luồng trên Thái Bình Dương có thể xuất phát từ cao áp mùa đông châu úc vượt qua xích đạo đi lên. Luồng trên Bắc ấn Độ Dương có thể là không khí từ xích đạo phía Tây thổi lại khi cao áp Nam ấn Độ Dương chưa phát triển vào đầu mùa; còn giữa mùa thì kết hợp với tín phong Nam bán cầu thổi vào ấn Độ và Đông Nam á. Như vậy, gió mùa mùa hạ được hình thành, một mặt là do không khí Nam bán cầu vượt qua xích đạo dưới tác động của trung tâm phát gió Nam bán cầu (châu úc, Nam ấn Độ Dương) và trung tâm hút gió Bắc bán cầu (áp thấp châu á, rãnh thấp xích đạo), mặt khác là do không khí ở Bắc bán cầu từ vùng xích đạo phía Tây thổi đến. c) Tính xung của gió mùa và nhân tố gây mưa trong cả hai mùa - Tính xung của gió mùa: Gió mùa thành lập từng đợt: tràn tới mạnh mẽ, rồi yếu dần có khi lui hẳn; rồi lại thành lập đợt sau Đặc tính này gọi là tính xung của gió mùa. Về mùa đông: Khi trên cao rãnh Đông á phát triển, tăng cường lấn xuống vùng vĩ độ thấp thì ở mặt đất xuất hiện một lưỡi cao áp và không khí cực đới lấn xuống phía Nam. Khi rãnh Đông á yếu đi thì lưỡi cao áp ở mặt đất cũng yếu dần và không khí cực đới biến tính chuyển dần sang phía Đông, tiếp tục biến tính, tách thành một cao áp và được nhiệt đới hoá thành không khí nhiệt đới Biển Đông. Do vậy, khu vực Đông Nam á trong mùa đông chịu ảnh hưởng của những thời kỳ lạnh (do không khí cực đới) xen kẽ những thời kỳ ấm (do không khí nhiệt đới Biển Đông). Ngoài ra, dòng chảy xiết nhánh phía Nam của đới gió Tây cũng góp những nhiễu động tạo thành các xung nhỏ đưa không khí cực đới xuống phía Nam. Kết quả là trong mùa đông, không khí cực đới luôn luôn được bổ sung, tăng cường sau mỗi thời kỳ tạm suy yếu đi. Điều đó thể hiện rõ tính xung của gió mùa mùa đông. Về mùa hè: Tính xung của gió mùa biểu hiện yếu, chỉ thấy trong quá trình tranh giành ảnh hưởng của gió mùa Tây Nam và tín phong Bắc bán cầu, gây ra những nhiễu động lớn trong mùa. - Nhân tố gây mưa trong cả hai mùa: Có thể dễ dàng nhận thấy rằng: nhiễu động khí quyển đóng vai trò quyết định trong việc hình thành mưa ở khu vực Đông Nam á. Về mùa đông: nhiễu động khí quyển có thể là các front cực đới, các đường đứt, các nhiễu động trên cao trong đới gió Tây Về mùa hè: nhiễu động khí quyển có thể là các áp thấp nhiệt đới, bão ở Bắc Thái Bình Dương và Biển Đông, các nhiễu động trong đới gió Đông và dải hội tụ nhiệt đới, các nhiễu động do biến tướng của các đường đứt và front cực đới sớm hoặc muộn
4.3.3 Gió mùa trong điều kiện Việt Nam và vai trò của nó trong sự hình thành khí hậu 1) Gió mùa khu vực Đông Nam á Trong khu vực Đông Nam á gió mùa, có thể nhận thấy sự tồn tại các loại gió mùa sau đây: a) Gió mùa Đông Bắc á: Mùa đông, gió lục địa bản chất là không khí lạnh và khô từ cao áp Xêbêri có hướng Đông Bắc thổi ra biển. Mùa hạ, gió hải dương bắt nguồn từ rìa Tây cao áp Thái Bình Dương ảnh hưởng đến đất liền theo hướng Đông - Đông Nam. Do vậy, mùa đông lạnh và khô, mùa hè nóng và ẩm. Khu vực ảnh hưởng: Nhật Bản - Triều Tiên. b) Gió mùa Đông Nam á: Mùa đông, thực chất là tín phong Bắc bán cầu (xuất phát từ cao áp phụ Biển Đông). Mùa hạ, đó là luồng không khí có nguồn gốc từ biển phía Nam lên. Do vậy, mùa đông ấm và khá ổn định, mùa hè dịu mát và ẩm ướt. Mưa tập trung vào mùa hạ. Khu vực ảnh hưởng: Mã Lai - Philíppin. c) Gió mùa Tây Nam á: Mùa đông, gió có nguồn gốc kết hợp không khí lục địa và không khí trên cao do đới gió Tây hạ thấp, không khí ấm hơn không khí cực đới Xêbêri. Mùa hạ, không khí xích đạo từ ấn Độ Dương thổi vào lục địa nên rất ẩm ướt. Do đó mùa đông hanh khô, mùa hạ nóng ẩm. Khu vực ảnh hưởng: ấn Độ. 2) Gió mùa trong điều kiện Việt Nam Dưới tác động của gió mùa của khu vực, gió mùa ảnh hưởng đến Việt Nam là sự kết hợp đặc sắc của ba loại gió mùa trong khu vực Đông Nam á. Sự kết hợp của ba loại gió mùa này tạo thành một chế độ gió mùa phức tạp trên lãnh thổ Việt Nam. Về mùa đông: Đất nước ta khi thì chịu ảnh hưởng của gió mùa Đông Bắc á (không khí cực đới biến tính), khi thì chịu ảnh hưởng của gió mùa Đông Nam á (tín phong). Về mùa hạ: Gió mùa ảnh hưởng đến nước ta có 2 nguồn gốc: gió mùa Tây Nam á (vào nửa đầu mùa) và gió mùa Đông Nam á (vào nửa cuối mùa). Như vậy cơ chế gió mùa trong năm rất phức tạp và khác nhau về nguồn gốc song sự chênh lệch về tính chất của nó trong mùa hè không sâu sắc bằng mùa đông, quanh năm giàu nhiễu động như front, đường đứt, dải hội tụ, áp thấp nhiệt đới, bão tạo điều kiện giải phóng tiềm lượng ẩm lớn. 3) Vai trò của gió mùa trong việc hình thành khí hậu Việt Nam Trong điều kiện Việt Nam, gió mùa giữ vai trò rất quan trọng trong việc hình thành và phân hóa khí hậu. Tác động của gió mùa đến khí hậu được thể hiện ở các mặt sau đây: - Gió mùa khơi sâu nhịp điệu biến đổi mùa - Sự phân hoá theo mùa của khí hậu thể hiện rất đậm nét: + Khắp nơi trên toàn lãnh thổ phân biệt rõ mùa khô và mùa mưa: mùa mưa trùng với mùa gió mùa mùa hạ; mùa khô trùng với mùa gió mùa mùa đông. Riêng Trung Bộ mùa mưa lại lệch về đầu mùa đông - Điều đó được cắt nghĩa bởi điều kiện địa hình và vị trí địa lý của Trung Bộ. + Phần phía Bắc, gió mùa đã đem lại một mùa đông lạnh dị thường, một ngoại lai của vùng nhiệt đới. Sự hạ thấp nền nhiệt độ mùa đông đã quyết định nhiều sự biến dạng
trong thiên nhiên nhiệt đới và xuất hiện một kiểu cảnh quan với dấu hiệu xen kẽ có tính chất phi nhiệt đới. + Sự phân hoá theo mùa đã quyết định nhịp điệu của các quá trình tự nhiên và sản xuất: mực nước sông ngòi lên xuống rõ rệt theo mùa, lượng nước tập trung vào mùa lũ đe doạ úng lụt, sản xuất có thời vụ rõ rệt - thời vụ này không những phụ thuộc vào mặt trời mà còn phụ thuộc vào điều kiện nguồn nước và đặc điểm của biến động thời tiết nữa. - Gió mùa là nhân tố chủ yếu quyết định sự phân hoá theo vùng của khí hậu, đặc biệt là sự khác biệt khí hậu giữa phần lãnh thổ Bắc và phía Nam: + Phần lãnh thổ phía Bắc (từ vĩ độ 16 - 18o trở ra): tồn tại gió mùa cực đới quy định một mùa đông lạnh khác thường, đem lại dạng nhiễu động dị thường, ngoại lai đối với vùng nhiệt đới - đó là front cực đới gây mưa đáng kể vào mùa đông. + Phần lãnh thổ phía Nam (từ vĩ độ 18o trở vào): không khí cực đới không ảnh hưởng, gió mùa mùa đông chính là tín phong Bắc bán cầu, thiếu nhiễu động gây mưa nên mùa đông ổn định và khô hạn. - Gió mùa tác động qua lại mạnh mẽ với tín phong (gió chính của vùng nhiệt đới). Tác động này đa dạng trên toàn lãnh thổ: + ở phần lãnh thổ phía Nam: Gió mùa đồng nhất với tín phong (gió mùa của đới) nên tình hình không có gì phức tạp. + ở phần lãnh thổ phía Bắc: Mùa đông, luôn có sự tranh giành ảnh hưởng của tín phong và gió mùa cực đới, do đó thể hiện tính biến động mạnh mẽ: xen kẽ thời tiết lạnh khác thường của gió mùa cực đới và thời tiết ấm áp của tín phong. Mùa hạ, cũng xảy ra sự tranh giành ảnh hưởng của gió mùa mùa hạ và tín phong xảy ra ở dải hội tụ - đó là nguyên nhân gây mưa mùa hạ. - Trong điều kiện một bán đảo hẹp tiếp giáp nhiều với biển nên: + Các luồng gió mùa bảo toàn được tính chất hải dương rõ rệt, không làm giảm sút một cách đáng kể mức độ ẩm ướt của không khí (hoàn lưu Tây Nam khô nóng được cắt nghĩa bằng nguyên nhân địa hình). + Hoạt động của bão khá thường xuyên với cường độ khá mạnh trên phạm vi toàn lãnh thổ (trừ một số vùng núi nằm quá sâu trong đất liền ở khu vực Việt Bắc, Tây Bắc mới không bị ảnh hưởng). + Vai trò của Vịnh Bắc Bộ và các dòng hải lưu chảy qua bờ biển nước ta: Vịnh Bắc Bộ với áp thấp mùa đông là nguyên nhân tăng mưa và sương mù ở vùng ven biển và làm biến tính không khí qua nó. Bên cạnh đó, có thể ví áp thấp Bắc Bộ (áp thấp lục địa) vào mùa hè như một cái túi với các đường đẳng áp biến động mạnh mẽ, có tác dụng chuyển gió Tây Nam khô nóng thành gió Đông Nam qua vịnh Bắc Bộ, mang luồng không khí mát ẩm vào Bắc Bộ và gây ra những nhiễu động khí quyển tạo điều kiện cho mưa rào mùa hè. Dòng biển lạnh chảy trong vịnh Bắc Bộ từ Bắc xuống Nam góp phần làm giảm thấp nhiệt độ vùng ven biển (nhất là ở phần phía Bắc). Đặc biệt về mùa đông nó lại đóng vai trò quan trọng trong việc hình thành mưa phùn ở Bắc Bộ (do Cvnc > Cvkk nên khi nhiệt độ tăng vào thời kỳ cuối đông thì nhiệt độ nước biển còn thấp hơn nhiệt độ
không khí (Tnc < Tkk) nên khi không khí chuyển động trên mặt đệm có nhiệt độ thấp hơn dễ dàng đạt tới trạng thái bão hoà, kết quả là khi đi đến đồng bằng Bắc Bộ cho mưa phùn). - Các luồng gió mùa và các nhiễu động trong cơ chế gió mùa chịu ảnh hưởng mạnh mẽ của điều kiện địa hình. + ảnh hưởng của địa hình đối với gió mùa: trên phần lãnh thổ phía Bắc hướng các dãy núi chủ yếu là Tây Bắc - Đông Nam và phía Nam núi và cao nguyên chuyển dần theo kinh tuyến và có nhiều nhánh đâm ra biển. Do đó: Vào mùa đông, phần lãnh thổ phía Bắc điều kiện địa hình tạo điều kiện thuận lợi cho sự xâm nhập của gió mùa cực đới và tín phong đóng vai trò phụ; phần phía Nam thì tình hình ngược lại. Vào mùa hè, ảnh hưởng của địa hình không phát huy nhiều lắm: đầu mùa, địa hình ảnh hưởng đến sự biến tính của không khí có nguồn gốc biển phía Tây Nam, tạo gió Tây Nam khô nóng; đến giữa mùa, khi gió mùa cực đại thì ảnh hưởng của địa hình không đáng kể. + ảnh hưởng của địa hình đến các nhiễu động trong cơ chế gió mùa: Điều kiện địa hình và đặc biệt là dạng địa hình địa phương ảnh hưởng đặc biệt đến các nhiễu động khí quyển. Nói chung, tất cả các nhiễu động gây mưa đều tăng cường mức độ khi gặp các dạng địa hình ngăn chặn. Do vậy, tất cả các trung tâm mưa lớn ở Việt Nam đều có thể cắt nghĩa được bởi sự tác động qua lại giữa điều kiện địa hình địa phương và điều kiện hoàn lưu với các nhiễu động trong cơ chế gió mùa. Tóm lại: Chúng ta có thể phân chia khí hậu lãnh thổ Việt Nam thành 4 miền khí hậu riêng biệt: 1/ Miền khí hậu phía Bắc: Có mùa đông lạnh, tương đối ít mưa và nửa cuối mùa rất ẩm ướt; mùa hạ nóng và nhiều mưa - khí hậu nhiệt đới gió mùa có mùa đông lạnh. 2/ Miền khí hậu Đông Trường Sơn: Có chế độ khí hậu dị thường của khí hậu nhiệt đới gió mùa với đặc trưng khí hậu chủ yếu là mùa mưa - ẩm lệch hẳn về mùa đông. 3/ Miền khí hậu phía Nam: Có khí hậu gió mùa nhiệt đới cận xích đạo, có 2 mùa khô - ẩm với nền nhiệt độ cao quanh năm; mùa khô và mùa mưa tương phản sâu sắc phù hợp với mùa gió. 4/ Miền khí hậu Biển Đông: Có khí hậu mang tính chất gió mùa nhiệt đới hải dương khác nhiều với khí hậu trong đất liền và khí hậu ven bờ. Đặc điểm khí hậu của các miền khí hậu trên phần lãnh thổ lục địa đã được đề cập nhiều. Trong phạm vi và khuôn khổ của chương trình, chương VI và VII sẽ trình bày riêng về trạng thái thời tiết và chế độ khí hậu của khu vực Biển Đông. CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG IV 1) Cơ sở để mô tả hoàn lưu thực tế trên trái đất là gì, tại sao ? 2) Các kiến thức cơ bản về xoáy thuận nhiệt đới và bão ? Các điều kiện cơ bản thuận lợi để hình thành ATNĐ và bão ? 3) Quá trình ảnh hưởng của các khối không khí đến Việt Nam ? 4) Thuộc tính nhiệt đới của khí hậu nhiệt đới gió mùa ở Việt Nam ? 5) Vai trò của gió mùa trong việc hình thành khí hậu Việt Nam ?
6) Các nguyên nhân cơ bản để hình thành áp thấp xích đạo, cao áp cận nhiệt, cao áp lục địa và áp thấp trên biển vào mùa đông, áp thấp lục địa và cao áp trên biển vào mùa hè. Với các cơ cấu khí áp này có thể hình thành loại hoàn lưu nào, ở đâu ?
CHƯƠNG V TƯƠNG TÁC BIỂN – KHÍ QUYỂN 5.1 Hệ thống biển – khí quyển với các quy mô tương tác 5.1.1 Hệ thống biển – khí quyển là gì 1) Khái niệm: Hệ thống được xem như là sự tổng thể của các đối tượng tương tác lẫn nhau trong một tập hợp. - Bản thân khí quyển cũng như đại dương tồn tại các hệ thống riêng của mình với các quy luật chung và riêng biệt do đặc thù của hai môi trường nước và khí. Hệ thống hoàn lưu khí quyển làm nhiệm vụ phân phối nhiệt bức xạ cho các vùng vĩ độ, độ cao khác nhau. Hệ thống hoàn lưu đại dương truyền tải và lưu giữ nhiệt cho các đại dương, cung cấp trao đổi năng lượng với khí quyển qua bề mặt tiếp xúc nhau. - Hệ thống biển và khí quyển là tập hợp của nhiều yếu tố và nhiều mắt xích của các yếu tố đó với nhau.Ta xem xét biển và khí quyển là một hệ thống mà liên tục xảy ra các mối quan hệ tương hỗ, tương tác lẫn nhau của nhiều đối tượng. Mối quan hệ tương tác có tính chất hoàn ngược (có hoàn ngược dương, có hoàn ngược âm). 2) Bản chất của hệ thống đại dương – khí quyển: là quan hệ tương tác liên tục theo không gian và thời gian. Quan hệ tương tác này được thể hiện qua các quá trình trao đổi năng lượng xoáy, rối giữa hai môi trường nước và khí. Quy mô của mối quan hệ này khác nhau ở từng vĩ độ, độ cao và có mức độ ổn định cũng rất khác nhau. Bảng 1: Qui mô chuyển động của khí quyển và đại dương (theo Poller) Độ trải Qui mô Đặc tính chuyển động Thời gian rộng của qui mô (km) Chuyển động rối Qui mô Tồn tại (trao đổi phân tử trên bề ≤ 0,1 nhỏ trong vài phút mặt biển) Qui mô đối Chuyển động mạnh Từ vài phút 0,1 – 10 lưu theo phương thẳng đứng đến giờ Qui mô Thể hiện chuyển Tồn tại vài 10 – 100 vừa động có hướng giờ Tạo thành xoáy Qui mô Tồn tại vài 100 – thuận, xoáy nghịch theo synốp ngày 1000 độ cao Tồn tại vài Qui mô Tạo thành hoàn lưu tuần đến hàng ≥ 1000 hành tinh tựa dừng, sóng hành tinh tháng Như vậy tại lớp phân cách khí quyển và nước tồn tại các dòng khí tác động tương tác thông qua sự trao đổi năng lượng của các dòng động lượng, nhiệt và ẩm. Các quá trình này là cơ sở để tạo hoàn lưu khí quyển và hoàn lưu nước. 3) Các thành phần của hệ thống biển – khí quyển
Sơ đồ mô tả quan hệ giữa các thành phần của hệ thống biển – khí quyển (theo Adem)
Bứcxạ sóng ngắn&sóngdài Hơi nước & các Mây loại khí, bụi Giáng thủy Nhiệttừ các quá trình ngưng kết Gió ngang Quá trình bình lưu Nhiệt độ Hệ số rối Xáo trộn ngang Nhiệt độ lưu Thay đổitiềm nhiệt Nhiệthấpthụ củabề mặt Bốc hơi bề Quá trình bình Dòng chảy mặt Nhiệt độ bề lưu và thay đổi Nhiệt độ nước Tích tụ nhiệt của Hệ số xáo trộn Xáo trộn ngang Bức xạ sóng Albedo Albedo mặt biển Dòng theo Dòng nước Điều kiện Độ phủ mặt tháng
Từ sơ đồ trên ta nhận thấy: biển – khí quyển có chung nguồn gốc cung cấp năng lượng là bức xạ mặt trời và cả hai hệ biển và khí quyển đều cú chung những quy trình vật lý và các quy trình vật lý này có quan hệ tương hỗ lẫn nhau. Điều khác nhau cơ bản là bản chất của hai môi tường nước và không khí: do sức ỳ của môi trường nước lớn hơn rất nhiều so với môi trường khí vì vậy các quy trình vật lý xảy ra trong môi trường nước bao giờ cũng chậm hơn, tính bất ổn định trong môi trường khí luôn luôn cao hơn so với môi trường nước. 4) Tương tác biển – khí quyển trên quy mô lớn Biển và khí quyển đều có chung nguồn năng lượng mặt trời thông qua các tia bức xạ điện từ. Để có thể hiểu được nguồn năng lượng này phải tìm hiểu thông quá trình cân bằng bức xạ trên toàn bộ hành tinh mà chúng ta đang sinmh sống. nguồn năng lượng bức xạ này là nguyên nhân của các quá trình hoàn lưu trong khí quyển và đại dương. Hoàn lưu khí quyển và hoàn lưu nước đại dương, hai hệ thống hoàn lưu này hoạt động theo các chu trình độc lập song mối quan hệ tương tác giữa hai hệ thống này tạo ra quan hệ hệ thống khép kín quy mô lớn làm tiền đề phát triển các đối tượng trong đó. Các nội dung về bức xạ mặt trời đã được nghiên cứu ở phần trước, ở đây ta sẽ xem xét hai quá trình: hoàn lưu khí quyển và hoàn lưu đại dương để bổ sung cho các nhận thức về quan hệ tương tác biển – khí quyển trên qui mô lớn. a) Hoàn lưu chung khí quyển trong mối quan hệ tương tác với đại dương: Quá trình phân bố nhiệt trong khí quyển và đại dương diễn ra khá phức tạp. Trong giới hạn tầng đối lưu sát với bề mặt đại dương hầu như chỉ có quá trình đối lưu. Trong tầng đối lưu chuyển động của các khối không khí chủ yếu thông qua các quá trình đối lưu theo phương thẳng đứng với bốn loại đối lưu cơ bản: - Đối lưu tầng nông: quá trình đối lưu này chủ yếu là từ dạng năng lượng nhiệt trực tiếp, một phần nhỏ từ các quá trình bốc hơi, đám mây tích và truyền tải năng lượng cho lớp dưới của tầng đối lưu - Đối lưu mây vũ: quá trình đối lưu này sản sinh ra toàn bộ năng lượng nhiệt cho cả tầng đối lưu truyền tải năng lượng cho các vùng vĩ độ cao và vĩ độ thấp. - Đối lưu quy mô lớn: truyền tải năng lượng nhiệt từ vùng vĩ độ thấp đến vùng vĩ độ cao. Trong quá trình truyền nhiệt tạo ra các vùng áp thấp, các vùng xoáy nghịch trong khu vực vĩ độ trung bình. Quá trình đối lưu này cũng xáo trộn các lớp khí quyển theo phương ngang. - Đối lưu quy mô mezo: quá trình đối lưu này là kết quả liên kết các khu vực đối lưu nông do sự phân bố mật độ không khí không đều và do sự khác nhau về độ nhám bề mặt giữa hai môi trường nước và khí quyển quyết định. Như chúng ta đã biết, nhiều tác giả đã đưa ra bức tranh về hoàn lưu chung khí quyển có gắn kết với bề mặt đệm là đại dương và biển cả. b) Hoàn lưu đại dương và quan hệ tương tác với hoàn lưu khí quyển: - Hoàn lưu nước đại dương là thể hiện kết quả của quá trình vận chuyển năng lượng. Quá trình vận chuyển năng lượng theo phương ngang ( bình lưu ) tại vùng nhiệt
đới, xích đạo lên các vùng cực có tác động quan trọng đối với khí hậu. Tuy nhiên xác định lượng ( quá trình vận chuyển năng lượng đó là rất khó vì không đo đạc trực tiếp được, các phần năng lượng này . Công việc này đòi hỏi phải có mạng lưới đo dòng chảy đủ lớn và rất tốn kém. Vì vậy cần phải có biện pháp thay thế thong qua tính toán gián tiếp từ dòng chảy và nhiệt độ để suy ra vận chuyển nhiệt trên cơ sở của phương pháp cân bằng năng lượng trong hệ thống: mặt trời – trái đất hoặc đại dương. Quá trình trao đổi năng lượng nhiệt trong hệ thống khí quyển – đại dương được mô tả bằng phương trình cân bằng năng lượng viết cho một vùng như sau: ∂E r =RF − ∇. ∂t ∂E Trong đó : : đặc trưng cho quá trình biến đổi năng lượng theo thời gian, ∂t R : nguồn bức xạ mặt trời của các tia tới biên giới trên khí quyền, r ∇.F : dòng năng lượng xuất ra từ vùng đó của quá trình vận chuyển trong hệ đại dương – khí quyển. - Cơ chế vận chuyển trong đại dương: Cơ chế chuyển động năng lượng theo kinh hướng có vai trò quan trọng trong điều phối khí hậu của hành tinh. Cơ chế chuyển động đó được hình thành dưới dạng các hệ dòng chảy biển. Tuy nhiên để đánh giá được hệ dòng chảy nào đóng góp được nhiều nhất vào chu trình vận chuyển đó là một việc làm khó. Ở đây ta chỉ xét đến vai trò của các dạng hoàn lưu cơ bản nhất, đó là hệ dòng chảy theo cơ chế biến động nhiệt, muối, các xoáy nhiễu động và hệ dòng chảy gió. Hệ dòng chảy gió sẽ được nghiên cứu kỹ hơn ở phần sau và xem đó như là hệ quả của quan hệ tương tác biển - khí quyển. Hai hệ dòng chảy Gulf stream và dòng chảy Kuroshio có vai trò quan trọng trong việc chuyển năng lượng kinh hướng trong đại dương. Có thể ước lượng dòng nhiệt hướng lên cực của dòng Gulf stream bằng cách xét tích của dòng khối lượng của nước (tích vận tốc của dòng chảy với diện tích tiết diện ngang của nước và mật độ nước) và hiệu nhiệt độ giữa Gulf stream và nhiệt độ gần bề mặt trung bình ở cùng vĩ độ. Ví dụ: Dòng Gulf stream rộng 60 km, ở độ sâu 500 m và vận tốc trung bình 1 m/s, mật độ nước 103 kg/m3 thì khối lượng dòng nhiệt sẽ là: 103 (kg/m3) × 600 (m) × 500 (m) × 1 (m/s) = 3,0 × 1010 (kg/s). 5.2 Lớp biên sát mặt biển – Các đặc trưng động lực của lớp biên Trong phần này ta xem xét quan hệ tương tác giữa hai môi trường nước và không khí trong quy mô hẹp và lớp sát mặt biển. Lớp sát mặt biển theo quy mô tương tác này có độ cao khoảng 50 m trên mặt biển, còn gọi là lớp ma sát. Lớp ma sát này có thể là phần phía dưới của lớp biên hành tinh. 5.2.1 Các đặc trưng của lớp ma sát 1) Độ cao lớp ma sát hs là: 1 Δτ hs ≈ ⋅ (5.2) ρ 1 ∂τ ρ ∂z
Trong đó: ρ = 1,3.10-3g/cm3 (mật độ không khí) Δτ ≈ 10-1τ ; τ = 0.5 ÷ 5 dyn/cm2 1 ∂τ ⋅ ≈10−1cm / s 2 ρ ∂z Từ các bậc đại lượng trên, độ cao lớp ma sát hs ≈ 50 m (10 m ÷ 50 m). 2) Các đặc trưng đặc biệt của lớp ma sát: Vì quy mô tương tác được giới hạn trong vùng nhỏ, tác động của lực Cơriolis xem như là không đáng kể so với bậc đại lượng của các yếu tố khác. Dao động trong lớp ma sát này chủ yếu là các dao động rối theo phương thẳng đứng. Các nhiễu động khí quyển đặc biệt không được xem xét đến trong hoạt động tương tác tại lớp ma sát. Như vậy, trong bản thân lớp ma sát, vai trò phân tầng mật độ hầu như rất nhỏ và có thể bỏ qua khi xây dựng mô hình tương tác. Với độ chính xác nào đó, các nghiên cứu cho thấy rằng các dòng rối nhiệt, ẩm trong lớp ma sát có đại lượng không đổi theo phân bố thẳng đứng. Trong lớp ma sát quá trình tương tác được xét đến một cách tổng thể; không đi sâu xem xét các đặc trưng của lớp màng mỏng phần tử ngăn cách giữa hai môi trường. Độ dày lớp màng này chỉ vào khoảng 1,5 mm, trong đó phần màng mỏng phía nước chỉ vào khoảng 0,5 mm, còn phần màng mỏng phía khí quyển là 1,0 mm. Đôi khi người ta còn gọi lớp màng này là lớp màng phân tử vì quá trình trao đổi năng lượng ở đây là quá trình trao đổi năng lượng phân tử. Để mô tả được các đặc trưng chuyển động rối trong lớp ma sát người ta sử dụng phương pháp tương tự của Monhin – Obukhop. 3) Lý thuyết tương tự: Trong phạm vi tầng ma sát, tầng mặt đệm tồn tại hai lực tác động trực tiếp tới chuyển động rối đó là lực cơ học và nhiệt học; vì vậy các tham số động học thay đổi khá nhanh xung quanh các giá trị trung bình của chúng. Từ đó nảy sinh ra phương pháp đặc trưng dựa vào tỷ lệ của hai loại lực tác động này. Năm 1954, Monhin – Obukhop đã đưa ra lý thuyết tương tự với hai tham số độc lập với độ cao trong lớp mặt đó là tham số về tốc độ và độ dài. Tốc độ được chọn là tốc độ động lực u* và độ dài L. Trong đó L là đại lượng phụ thuộc vào dòng nhiệt H và tốc độ động lực u*. Về mặt số, L thường nhỏ; vào thời kỳ quá trình đối lưu mạnh L có giá trị âm (– 10 m); vào thời kỳ có gió nhẹ, kèm theo một lượng nhiệt bức xạ nào đó, L có giá trị âm (– 100 m), tương ứng với quá trình xáo trộn rối của vùng đang xem xét; vào ban đêm dòng nhiệt có hướng đi xuống, khi có gió nhẹ, giá trị L nhỏ và có dấu dương. Z Người ta sử dụng tỷ lệ − để đại diện cho tỷ lệ quan hệ giữa hai đại lượng nhiệt L sinh ra do quá trình đối lưu rối và đại lượng đặc trưng cho quá trình cơ học xáo trộn Z rối vào ban ngày; vào ban đêm, tỷ lệ − đặc trưng cho quá trình rối có phân tầng. Tỷ L
Z lệ − có ý nghĩa cũng như giá trị tương tự như số Richardson (Ri). Theo Monhin – L Z Obukhop, ta có thể mô tả tỷ lệ − như sau: L Z − Tính chất chuyển động L Tỷ lệ âm Đối lưu nhiệt chiếm ưu thế lớn Tỷ lệ âm Chuyển động rối cơ học chiếm ưu thế nhỏ 0 (zero) Chỉ có chuyển động rối cơ học Tỷ lệ Chuyển động rối cơ học nhỏ kết hợp với tác động của phân dương nhỏ tầng nhiệt Tỷ lệ Tính cơ học rối giảm mạnh do tác động của quá trình phân dương lớn tầng nhiệt Z Tỷ lệ − gọi chung là tỷ lệ Monhin – Obukhop, đặc trưng của lý thuyết tương L tự. 4) Các tham số cơ bản trao đổi năng lượng trong hệ tương tác biển – khí quyển: - Thông thường để mô tả các quá trình trao đổi rối trong lớp ma sát mặt biển người ta sử dụng mô hình lý tưởng với lớp ma sát gần như đúng với điều kiện thực của lớp khí quyển sát mặt biển. Sử dụng các biểu thức tựa tĩnh để mô tả chuyển động trung bình theo phương nằm ngang có dạng như sau: dv 1 1 ∂τ = Ωv × Κ − ∇P + (5.3) dt P P∂ z Trong đó: t là thời gian ; d ∂ ∂ ∂ ∂ = + u + v + w (5.3’) dt ∂τ ∂x ∂y ∂z ∂ ∂ ∇ = i + j với: i, j, k véc tơ đơn vị tương ứng với các trục x, y, z. ∂x ∂y vr = i u+ j v là véc tơ tốc độ gió theo phương ngang. Ω : Tham số Cơriolis, Ω = 2ω sinϕ ; P: khí áp, ϕ : là vĩ độ, ω : tốc độ góc quay trái đất. τ = iτ x+ jτ y : thành phần ứng suất rối: ∂u τ = – Pu′′ w + P (5.3’’) x γ ∂z ∂v τ = – Pv′′ w + P y γ ∂z Pγ: hệ số nhớt rối là hàm số của tốc độ động lực u* và độ dài rối L:
Pγ = f(u*, L và hệ số nào đó) Đối với quy mô tương tác nhỏ, đại lượng liên quan tới thành phần Cơriolis có thể bỏ qua. Các thành phần ứng suất rối τ x ,τ y trong lớp ma sátđược tính bằng 20% thành phần ứng suất gió trên lớp bề mặt khi bỏ qua các thành phần dao động xung quanh so với giá trị trung bình ( Pu′′ w , Pv′′ w ). Theo đánh giá bậc tham số của lý thuyết tương tự, kết quả đã đưa ra biểu thức xác định đại lượng U tốc độ chuyển dộng trong lớp ma sát có độ cao hs trong môi trường khí không phân tầng như sau: v z U(z) = * ln (5.4) χ zo τ zo << z << │L│ ; v* là tốc độ động lực, v* = ; χ = 0,4 (hệ số Karman) ρ - Quá trình chuyển giao nhiệt trong lớp ma sát được mô tả bằng phương trình cân bằng nhiệt: dθ 1 ∂(q+ q ) = θ R (5.5) dt CpP ∂z Trong đó: θ: nhiệt độ thế vị; P : khí áp; Cp: nhiệt dung đẳng áp; ∂qR qR: dòng nhiệt bức xạ, bậc đại lượng vào khoảng 1º/giờ và bỏ qua ∂z Từ các điều kiện trên, trong lớp ma sát có độ dày hs có thể rút ra biểu thức xác định dòng nhiệt H như sau: ∂T H= Cρ w′ T− C ρχ ⋅ ()+ γ p p H ∂z a ∂θ H≈ Cρ w′ T− C ρχ (5.5’) p p H ∂z Trong đó: χH : hệ số truyền nhiệt phân tử, γa: gradien nhiệt độ đoạn nhiệt khô, ρ : mật độ không khí. Từ các biểu thức gần đúng trên, ta có thể đưa đến biểu thức xác định biến đổi của nhiệt độ thế vị θ(hs): 1 z θ(z) – θ(zo) = ln (5.5”) χ zo - Quá trình trao đổi ẩm trong điều kiện không có biến đổi pha xác định tương tự như trong điều kiện xác định dòng nhiệt ở trên và được mô tả bằng phương trình: dq 1 ∂E = − (5.6) dt ρ ∂z Độ ẩm là nguồn năng lượng duy trì quá trình trao đổi năng lượng trong lớp ma sát tiếp giáp giữa hai môi trường. Bậc đại lượng của độ ẩm E vào khoảng 10-6 – 10-5 g/cm2.s tương ứng với độ cao lớp ma sát 10 – 100 m. Độ ẩm E được xác định theo quy luật loga:
1 z E(z) – E(zo) = ln (5.6’) χ zo - Trên thực tế tính toán các tham số thông lượng nhiệt, ẩm thường sử dụng các biểu thức sau: Đối với các thành phần ứng suất ma sát: 2 τ = ρ Km u Đối với thành phần nhiệt: H = ρ Kh u (θ – θo) Đối với thành phần ẩm: E = ρ Ke u (q – qo) Trong đó: Km, Kh, Ke là hệ số ma sát, hệ số nhiệt và hệ số bốc hơi. Các công thức trên chỉ đúng cho các độ cao 2 – 10 m trên mặt biển trong điều kiện thời tiết bình thường. Quá trình phát triển tương tác động lực trong lớp ma sát được xác định thông qua 3 tham số ứng suất ma sát, thông lượng nhiệt, ẩm. Các tham số động lực này mới chỉ đề cập trong giới hạn chung nhất của lớp tiếp giáp giữa hai môi trường nước và khí quyển. Các biểu thức xác định các tham số này chỉ mang tính chất gần đúng theo quy luật loga. Quá trình trao đổi năng lượng trong lớp ma sát gồm lớp phía trên của mặt đại dương và lớp phía dưới của tầng đối lưu thông qua các chuyển động rối. Thực ra quá trình động lực tại lớp ma sát rất phức tạp, phụ thuộc nhiều vào độ nhám bề mặt đệm, tính chất phân tầng của khí quyển và độ cao của lớp ma sát. 5.3 Gió và dòng chảy gió trong lớp biển – khí quyển Trong phần này ta xét đến hiệu ứng của gió và một trong các hệ quả của sự tương tác biển - khí quyển là dòng chảy gió. Quan hệ tương tác giữa đại dương và khí quyển hình thành các hoàn lưu khí quyển, hoàn lưu nước theo các quy mo khác nhau và có tác động trực tiếp tới quá trình phân phối trao đổi nhiệt, duy trì, phát triển chế độ khí hậu trên hành tinh mà chúng ta đang sống. Hệ quả của quá trình tương tác giữa biển - khí quyển là sóng và dòng chảy trong lớp ma sát hay là lớp hoạt động trong moi trường nước. Sự hình thành gió trong lớp biên nói riêng hay ở lớp dưới của tầng đối lưu nói chung đã được nghiên cứu ở các phần trước. Ở đây chỉ tập trung nghiên cứu một số đặc điểm của gió ở lớp ma sát, lớp phân cách giữa hai môi trường không khí và nước. Mặt khác khi xem xét đến dòng chảy gió, ta xem dòng chảy gió là một trong những hệ quả quan trọng của quan hệ tương tác trong hệ biển - khí quyển, ta sẽ tập trung kỹ hơn về phương pháp đánh giá, tính toán dòng chảy trong các điều kiện đơn giản. 5.3.1 Tác động gió trên bề mặt biển Gió trên mặt biển ở đây được xem xét trên mặt đẳng áp 1000 mb và lớp ma sát mà ta đang nghiên cứu nằm trong sự tác động của hệ thống gió này. Quá trình trao đổi năng lượng thông qua phần động năng từ phía khí quyển chuyển cho đại dương và ngược lại năng lượng gián tiếp qua bốc hơi, các dòng nhiệt từ biển và đại dương chuyển lại cho khí quyển. Các hoàn lưu nước do gió hình thành nên là những ví dụ cho sự tác động của gió đối với lớp ma sát bề mặt biển.
Trường gió có thể tính trực tiếp từ trường áp qua công thức địa chuyển. Tốc độ gió phụ thuộc vào gradient khí áp, lực quay của trái đất, lực ly tâm và lực ma sát. Đối với các vùng vĩ độ thấp, tính toán gió theo công thức địa chuyển thường cho ra các kết quả không ổn định; tính toán gió theo các mô hình số trị cho các kết quả tốt hơn, đặc biệt đối với các loại hình khí áp ổn định trong gió mùa. Đối với các vùng ven bờ, các tính toán gió cần có sự bổ sung của các trạm đo gió ven bờ. Trong điều kiện có bão, ATNĐ để xác định gió người ta thường sử dụng phương pháp thực nghiệm. Như vậy, khi tính toán gió trên bề mặt biển ta cần chú ý đến 2 loại số liệu: số liệu tính toán theo trường mặt rộng và số liệu quan trắc đo đạc tại các điểm cố định, đồng thời cần quan tâm đến các phương pháp xử lý số liệu, quy số liệu về cùng một hệ thống đơn vị, đọ cao , 5.3.2 Các đặc trưng chế độ gió - Tốc độ gió trung bình chỉ cho ta về cường độ gió, được tính theo công thức tính trung bình số học của tốc độ gió trong tập số liệu: n ∑ vi v = 1 n - Tần suất gió theo 8 hoặc 16 hướng và tần suất lặng gió được tính theo công thức: Tj P% = 100 (T là thời gian thống kê gió) T - Phân bố gió các cấp : Xác định bằng hàm phân bố tốc đọ gió. Hàm phân bố phù hợp nhất đối với số liệu gió là hàm Weibull : γ −1 γ γ ⎛ v ⎞ ⎡ ⎛ v ⎞ ⎤ + Hàm mật độ : f(v) = ⎜ ⎟ exp ⎢ - ⎜ ⎟ ⎥ β⎝ β ⎠ ⎣⎢ ⎝ β ⎠ ⎦⎥ γ ⎡ ⎛ v ⎞ ⎤ + Hàm tích lũy xác suất: f(v) = 1 − exp ⎢ - ⎜ ⎟ ⎥ ⎣⎢ ⎝ β ⎠ ⎦⎥ với : v ≥ 0 ; β > 0 ; γ > 0 Tham số β, γ được ước lượng bằng phương pháp xác suất cực đại - Phân loại trường gió: Để phân loại trường gió phải căn cứ vào các tham số thống kê của trường áp trên mặt biển. Các loại trường áp điển hình được phân loại theo các tiêu chuẩn định trước. Phân loại trường áp có thể thực hiện bằng các phương pháp khác nhau như: phương pháp lý thuyết nhận dạng theo mẫu và phương pháp phân loại tự nhiên theo các dấu hiệu di chuyển của các khối không khí chi phối ở vùng biển đó. Khi xem xét đánh giá trường gió ta cần chú ý tới trường gió trung bình đặc trưng và phân bố tốc độ gió cực đại. - Tác động trường gió trên biển: Gió đóng vai trò quyết định đối với các quá trình lan truyền ô nhiễm trên biển, gió là nguồn năng lượng chính cho các quá trình
động lực khác ở lớp ma sát bờ mặt biển như dòng chảy và sóng. Trong phạm vi nghiên cứu ta chỉ xem xét đến quá trình hình thành và phát triển của dòng chảy gió 5.3.3 Lý thuyết Ecman về dòng chảy gió - Trong trường hợp đơn giản xác định dòng chảy gió với các điều kiện: gió ổn định cả về hướng, tốc độ và tác động trong khoảng thời gian xác định tại vùng biển đó. Lực ma sát mặt thông qua các ứng suất gió là lực duy nhất gây nên dòng chảy gió. Ecman đã sử dụng phương trình Navie – Stoc làm hệ phương trình xuất phát. Hệ toạ đọ được chọn sao cho mặt phẳng xoy trùng với mặt biển, trục oz có hướng thẳng đứng xuống dưới. Hệ phương trình chuyển động tính toán dòng chảy gió cho các vùng biển sâu vô hạn có dạng như sau: ∂ ∂ v 1 ∂ P K - f v = ∂z v ∂ z ρ ∂ y ∂ ∂ u 1 ∂ P K + f v = ∂z v ∂ z ρ ∂ x Hệ hai phương trình trên có nghiệm u và v được xác định bằng biểu thức: ⎛ π z ⎞ ⎛ o π z ⎞ u = uo exp ⎜− ⎟ cos ⎜45 - ⎟ ⎝ D f ⎠ ⎝ D f ⎠ ⎛ π z ⎞ ⎛ o π z ⎞ u = uo exp ⎜− ⎟ sin ⎜45 - ⎟ ⎝ D f ⎠ ⎝ D f ⎠ τ Trong đó: uo = ρn 2 Kv Ω sinϕ π 2 K Df = v Ω sin ϕ Với: hệ số nhớt theo phương thẳng đứng; ρn: mật độ nước biển; Ω: tốc độ góc quay của trái đất ; φ : vĩ độ địa lý. Bằng thực nghiệm qua số liệu quan trắc, Ecman đã cho thấy dòng chảy gió bề mặt về phía tay phải hướng gió một góc là 45o (ở Bắc bán cầu) và về phía tay trái hướng gió một góc là 45o (ở Nam bán cầu). Dòng chảy càng xuống sâu càng lệch nhiều về phía phải và tốc độ giảm dần. Nếu vẽ lên các hình chiếu của các véc tơ dòng chảy theo độ sâu, ta nhận thấy chúng giảm dần theo quy luật loga của hình xoáy trôn ốc - người ta gọi đó là đường xoáy Ecman.
iã g g n í u H D Hình 5.1: Biến thiên dòng chảy trôi theo độ sâu -π Tại độ sâu z = Df, dòng chảy có tốc độ là uo.e với hướng ngược với hướng dòng -π chảy tầng mặt. Giá trị uo.e là rất nhỏ. Df còn gọi là độ sâu ma sát biển. Giá trị Df và uo sẽ tăng dần khi vĩ độ giảm dần. -3 -1 -1 3 3 Với: Kv ≈ 10 kg.m .s (xấp xỉ hệ số nhớt phân tử); ρn ≈ 10 kg.m ; -5 -1 2 -3 -3 Ω = 7,29.10 độ.s ; τ = ρa.ξ.u (ρa ≈1,2 kg.m ; ξ ≈ 2.10 ) và Df ≈ 0,5 m: u2 u = (tại vùng vĩ độ trung bình). o 4 Đương nhiên lá có sự sai số giữa tính toán và số liệu đo đạc vì quá trình rối trong lớp tiếp giáp giữa hai môi trường rất lớn. - Trong hệ thống dòng chảy gió cần chú ý hai hiện tượng khác là: vùng nước trồi và nước dâng do gió, bão. Hai hiện tượng này xem như là hệ quả tác động của gió.
Đây là hai hiện tượng khá đặc sắc của quá trình phát triển động lực vùng ven bờ và thềm lục địa. Nước trồi vùng ven bờ là hiện tượng khá phổ biến do hệ quả của quá trình phát triển dòng chảy gió. Tại các vùng nước xa bờ, quá trình phát triển dòng chảy gió theo cách giải thích của Ecman các dòng chảy có xu thế lệch khỏi hướng gió về bên phải ở Bắc bán cầu, ở Nam bán cầu có xu thế lệch về bên trái hướng gió. Quá trình này hình thành ra các dòng dọc ven bờ tạo ra sự rút nước từ vùng bờ, trong khi đó nước ở tầng sâu được kéo lên thông thường với tốc độ thẳng đứng có bậc vào khoảng 10-4cm/s. Đây là hiện tượng nước trồi với các khối nước lạnh nhiều dinh dưỡng và có tác động mạnh trở lại với các điều kiện khí quyển ở trên đó. Trong điều kiện có gió mạnh, gió bão thường gây ra nước dâng lớn tại các vùng ven bờ. Khi trên biển xuất hiện xoáy thuận thì áp suất khí quyển giảm dần đến hiện tượng mực nước nâng cao. Khi khí áp tăng lên trường hợp xoáy thuận đi qua vùng biển sẽ làm cho mực nước giảm xuống. Như vậy khi xuất hiện xoáy thuận thì mực nước biển bên phải, bên trái đường đi của xoáy thuận sẽ có hiện tượng dâng và rút mực nước. Trong trường hợp khí áp biến đổi không lớn thì qúa trình dâng và rút mực nước chủ yếu do gió. Quá trình dâng và rút này phụ thuộc vào hai thành phần ứng suất tiếp tuyến gió và khí áp. Có các chuyên mục riêng biệt nghiên cứu kỹ về hai hiện tượng này. 5.4 Phương pháp thực nghiệm Ecman xác định dòng chảy gió 5.4.1 Giới thiệu chung Dòng chảy biển có rất nhiều loại tuỳ thuộc vào phương pháp phân loại: theo nguyên nhân gây ra dòng chảy hay theo tính chất của từng loại dòng chảy. Trên thực tế, dòng chảy biển đo đạc được là loại dòng chảy tổng hợp của nhiều loại dòng chảy được gọi là dòng chảy tổng cộng. Dòng chảy tổng cộng đo được bằng các thiết bị đo tự động bao gồm các loại dòng chảy chính như: dòng triều, dòng chảy gió, dòng chảy mật độ, dòng sóng, dòng chảy ven Trong đó, đối với vùng ven bờ: dòng triều, dòng chảy gió chiếm ưu thế; ngoài ra còn có dòng sóng, dòng ven ; còn đối với vùng xa bờ, vùng nước sâu: dòng chảy gió, dòng chảy mật độ chiếm ưu thế; ngoài ra còn có dòng triều, dòng sóng, dòng trôi đóng góp một tỷ lệ nhất định Muốn tách biệt dòng chảy tổng cộng thành các loại dòng chảy riêng biệt cần tính toán theo các phương pháp khác nhau. Ở đây, chúng ta xét riêng dòng chảy gió. Đây là loại dòng chảy do gió tác động trực tiếp ở vùng nước nông gần bờ. Đo đạc dòng chảy tại các vị trí cố định dài ngày là việc làm rất tốn kém, nhất là phải đo ở nhiều vị trí cùng một lúc, cùng các tầng và cùng độ sâu khác nhau. Do đó, việc đo đạc như vậy trên thực tế là không thể thực hiện được mà phải sử dụng các phương pháp tính toán. Phương pháp tính toán giá trị vận tốc và hướng theo phân bố trường dòng chảy: Để thực hiện được các tính toán mô phỏng này phải sử dụng hệ phương trình Navie Stock đầy đủ với các điều kiện ban đầu xác định và giải gần đúng bằng các phương pháp số trị. Ưu điểm của phương pháp số trị là cho ra kết quả phân bố trường dòng chảy với các ngoại lực tác dụng xác định. Khi chỉ có ngoại lực tác động là gió ta sẽ có
kết quả là trường dòng chảy gió; nó phản ánh được những nét chung nhất của quy luật phân bố dòng chảy gió trong từng khu vực xác định. Mức độ hoàn thiện của mô hình được kiểm nghiệm sẽ đưa ra được bức tranh về sự phân bố dòng chảy gió đúng gần sát với thực tế. Loại mô hình này có khả năng dự báo được trường dòng chảy khi dự báo được trường gió và các tính chất của trường gió đối với khả năng truyền tải năng lượng cho trường dòng chảy ở khu vực tính toán. Tuy nhiên, có thể tính toán, xác định dòng chảy cho từng điểm cụ thể khi có đo về gió. Việc tính toán này thường thông qua các phương pháp giải tích với các thông số tính toán chính xác; hoặc có thể xác định dòng chảy gió cho những vị trí, đường bờ nhất định bằng phương pháp thực nghiệm thông qua các thông số của gió. Sau đây, chúng ta sẽ tập trung xem xét và tính toán dòng chảy gió theo phương pháp thực nghiệm của Ecman. 5.4.2 Phương pháp thực nghiệm Ecman xác định dòng chảy gió Phương pháp này dựa trên cơ sở lý thuyết Ecman, vì vậy còn gọi là phương pháp thực nghiệm Ecman. 1) Các điều kiện về chế độ gió và dòng chảy trong khu vực: Các số liệu đưa vào để xác định các hệ số quan hệ phải ổn định trong các điều kiện dừng với thời gian xác định nào đó. Cụ thể là để xác định ra hệ số gió K cần phải có đủ số liệu đo đạc về dòng chảy và gió ở khu vực; mặt khác cần phải xác định thời gian bao lâu để tốc độ gió đó truyền tải năng lượng cho biển để duy trì một hệ dòng chảy gió ở đó. Phương pháp này chỉ là phương pháp gần đúng áp dụng cho vùng ven bờ; còn đối với vùng biển xa bờ, với tốc độ gió yếu sai số tính toán sẽ lớn bởi vì hệ dòng chảy ở đó không phải chỉ do gió chi phối. Đối với vùng nước nông, nơi thường xảy ra quá trình xáo trộn lớn của triều dâng, triều rút, thì điều kiện về hướng gió ổn định trong thời gian xác định là quan trọng hơn cả so với các điều kiện khác. Đối với từng vùng biển với các kiểu đường bờ khác nhau cần phải khai thác các nguồn số liệu đo đạc về dòng chảy và quan trắc về gió để xác định riêng cho khu vực đó hệ số gió K. Trong điều kiện chưa có hệ số gió K cho vùng biển của mình, có thể xác định hệ số gió K theo bảng tra. 2) Hệ số gió K: Hệ số gió K ở một nơi là đại lượng thể hiện mối quan hệ giữa gió và dòng chảy gió ở nơi đó. Khi đo đạc được dòng chảy tổng cộng, để có thể có được dòng chảy gió ta phải thực hiện các bước tách dòng. Trong điều kiện ở vùng ven bờ, nếu dòng triều có vai trò lớn, ta chỉ việc tách dòng triều ra khỏi dòng chảy tổng cộng, phần dòng chảy còn lại đượ c xem là dòng chảy gió. Nếu dòng chảy sóng hay dòng ven là khá lớn với bậc đại lượng xác định nào đó, ta chỉ cần loại bỏ các dòng này là đủ. Nhiều khi khu vực nghiên cứu có chế độ gió ổn định và đủ mạnh, ta có thể sử dụng ngay giá trị dòng chảy tổng cộng đo đạc được vì khi đó có thể xem như thành phần dòng chảy gió ở đó chiếm ưu thế. Có thể tính hệ số gió K theo công thức:
v K = dc vgio Trong đó: K là hệ sô gió; vdc là tốc độ dòng chảy và vgió là tốc độ gió. Như vậy, tốc độ gió càng nhỏ thì hệ số gió càng lớn và ngược lại tốc độ gió càng lớn thì hệ số gió càng nhỏ. Kết quả tính toán thực nghiệm của một số vùng biển trên thế giới cho thấy đối với vùng biển xa bờ 20 – 30 km, ở độ sâu 30 – 40 m, hệ số gió K thường lấy là 1,0 – 1,2; khi đó tốc độ dòng chảy gió đo bằng cm/s và tốc độ gió đ o bằng m/s. 3) Xác định dòng chảy gió: - Sơ đồ xác định dòng chảy gió như sau: Trong đó: Hướng gió Ngió: được tính từ phương Bắc (N) cho tới đường mút cuối của hướng gió (ví dụ: hướng gío NE ở đây là 225o). Góc gió ψ: được tính từ đường vuông góc với đường bờ tới đường mút cuối của hướng gió. Góc bờ ψ1: được tính từ phương Bắc (N) cho tới đường vuông góc với đường bờ - Dòng chảy gió được xác định theo các công thức sau: vdc = K × vgió Ndc = Ngió ± α Trong đó: vdc: tốc độ dòng chảy (cm/s); vgió: tốc độ gió (m/s); o o Ndc: hướng dòng chảy ( ); Ngió : hướng gió ( ); α : góc lệch của dòng chảy so với hướng gió (o). Góc lệch của dòng chảy so với hướng gió là hàm số của độ sâu và hướng gió so với đường bờ; ký hiệu là α. Góc lệch này ở nhiều vùng bờ trên thế giới dao động trong khoảng 0o – 53o Tra bảng (5.2 và 5.3) để xác định hệ số gió K và góc lệch α theo các giá trị gió và độ sâu hay khoảng cách xa bờ xác định. Bảng (5.2) trình bày các giá trị của hệ số gió K (tử số), góc lệch dòng chảy so với hướng gió α0 (mẫu số) áp dụng cho vùng nước nông ven bờ. Bảng (5.3) trình bày các giá trị của hệ số gió K (tử số), góc lệch dòng chảy so với hướng gió α0 (mẫu số) áp dụng cho vùng bờ có độ sâu lớn. Bảng 5.2: Hệ số gió K (tử số), góc lệch dòng chảy so với hướng gió α0 (mẫu số) áp dụng cho vùng nước nông ven bờ Góc Độ sâu (m)
gió 8 10 15 20 25 30 35 40 0 1.34/6 1.28/9 1.08/14 0.97/18 0.91/20 0.88/23 0.87/24 0.94/19 20 1.73/33 1.66/35 1.44/40 1.30/43 1.23/46 1.19/47 1.18/48 1.26/44 40 2.22/29 2.16/21 1.94/37 1.81/41 1.74/44 1.71/47 1.70/48 1.78/43 60 2.72/22 2.64/24 2.40/30 2.26/34 2.20/38 2.18/40 2.18/42 2.24/36 80 3.08/10 3.02/12 2.78/18 2.66/23 2.60/27 2.56/30 2.55/32 2.64/25 100 2.90/-6 2.84/-2 2.62/5 2.48/11 2.42/16 2.39/20 2.37/22 2.46/13 120 2.48/- 2.42/- 2.20/-7 2.07/-1 2.01/4 1.98/8 1.97/12 2.04/1 19 15 140 2.00/- 1.94/- 1.69/- 1.56/- 1.52/-4 1.49/1 1.48/5 1.54/-8 30 26 16 10 160 1.66/- 1.60/- 1.38/- 1.25/- 1.18/- 1.14/-5 1.11/0 1.22/- 39 35 26 18 11 15 180 1.57/- 1.51/20 1.29/- 1.16/-6 1.09/0 1.05/5 1.04/8 1.13/-3 24 12 200 1.87/39 1.81/42 1.60/47 1.47/52 1.40/55 1.36/58 1.34/60 1.44/53 220 2.74/34 2.63/36 2.29/42 2.07/46 1.93/50 1.83/53 1.75/54 2.01/48 240 3.60/22 3.43/24 2.74/30 2.42/34 2.24/38 2.15/40 2.10/42 2.34/36 260 4.02/10 3.74/12 2.93/18 2.55/23 2.38/27 2.27/30 2.22/32 2.47/25 280 4.02/-1 3.74/2 2.93/6 2.55/10 2.38/14 2.27/16 2.22/17 2.47/12 300 3.39/-8 3.22/-6 2.60/-1 2.31/3 2.15/6 2.06/9 2.02/10 2.23/5 320 2.55/- 2.45/- 2.13/- 1.92/- 1.78/- 1.68/- -1.61/-8 1.86/- 29 26 20 16 12 10 14
Bảng 5.3: Hệ số gió K (tử số), góc lệch dòng chảy so với hướng gió α0 (mẫu số) áp dụng cho vùng bờ có độ sâu lớn Góc Khoảng cách xa bờ Km gió 3 5 10 15 20 25 30 40 0 0.85/18 0.84/17 0.85/16 0.87/16 0.90/18 0.95/20 0.98/22 1.10/33 20 1.15/39 1.14/36 1.12/30 1.10/29 1.10/28 1.10/28 1.11/29 1.15/33 40 1.59/44 1.54/42 1.43/39 1.33/37 1.26/36 1.21/36 1.19/36 1.18/37 60 1.98/38 1.90/37 1.70/34 1.54/33 1.43/32 1.34/32 1.30/33 1.20/36 80 2.26/29 2.11/28 1.89/26 1.68/25 1.52/26 1.41/27 1.35/28 1.22/34 100 2.12/21 2.02/20 1.80/18 1.62/18 1.48/20 1.38/22 1.33/24 1.21/33 120 1.76/11 1.68/10 1.47/10 1.32/10 1.22/12 1.16/16 1.14/19 1.14/31 140 1.34/5 1.28/5 1.14/5 1.04/6 0.99/9 0.98/14 0.99/16 1.09/30 160 1.02/2 0.98/2 0.90/3 0.84/4 0.84/6 0.85/12 0.88/15 1.06/29 180 0.94/8 0.90/8 0.82/8 0.76/9 0.76/11 0.80/15 0.84/18 1.03/31 200 1.20/53 1.15/50 1.03/14 0.94/42 0.90/38 0.91/37 0.94/37 1.06/37 220 1.56/44 1.49/42 1.32/36 1.20/34 1.14/32 1.09/31 1.08/32 1.12/35 240 1.98/34 1.90/32 1.70/27 1.54/26 1.43/25 1.34/26 1.30/27 1.20/35 260 2.02/34 1.94/22 1.73/19 1.59/19 1.48/20 1.38/21 1.34/23 1.22/33 280 2.02/13 1.94/12 1.73/11 1.59/12 1.48/14 1.38/17 1.34/20 1.22/31 300 1.82/4 1.74/4 1.54/4 1.30/5 1.26/8 1.20/13 1.16/17 1.14/30 1.44/2 1.37/2 1.21/6 1.10/8 1.04/12 1.02/17 1.02/20 1.09/32 340 0.98/5 0.94/6 0.85/9 0.79/11 0.79/16 0.82/19 0.86/22 1.03/33 4) Ví dụ tính toán xác định dòng chảy gió Thực hiện tính toán cho hai kiểu đường bờ như sơ đồ dưới đây đối với gió Đông Bắc có vận tốc 11 m/s: 3) a) Vẽ sơ đồ mô tả đường bờ, hướng gió, góc bờ, góc gió, cho rằng đường bờ có góc so với phương bắc (N) là 5o, gió Đông bắc (NE); hãy xác định hướng gió, góc gió; góc bờ ? b) Xác định hướng, tốc độ dòng chảy gió trong các điều kiện sau: Gió Đông bắc (NE) có tốc độ 11 m/s, góc gió cho trước là 200o tại các điểm sau: + Tại điểm tính 1 thuộc vùng nước nông có độ sâu 15 m; + Tại điểm tính 2 thuộc vùng nước xa bờ 15 km;
n ê o b 30 ne c ã g g n « u v g n ê − 4 5 ® o ϕ w e ϕ1 giã bê s c¸c ®Þnh nghÜa vµ s¬ ®å ®−êng bê vµ giã o o o o o o Ψ1 = 185 + 90 = 275 Ψ1 = 35 + 90 = 125 Bảng 5.4: Mẫu tính toán dòng chảy gió tương ứng với gió NE, tốc độ 11 m /s Điểm Độ Khoảng Hướng Góc Góc Dòng chảy 0 0 0 tính sâu (m) cách xa gió (độ) bờ Ψ1 gió Ψ α K Hướng Tốc độ bờ (km) (độ) (cm /s) 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 1 8 225 275 310 -8 3.39 215 36 2 13 225 275 310 -1 2.60 225 29 3 5 225 300 285 12 1.94 235 21 4 11 225 300 285 11 1.73 235 19
CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG V 1) Nêu định nghĩa hệ thống biển – Khí quyển. Mô tả vắn tắt quy mô chuyển động khí trong khí quyển và bề mặt đại dương. 2) Khái niệm về lớp biên ? Các đặc trưng động lực của lớp biên ? 3) Phương pháp đánh giá, tính toán đơn giản về dòng chảy gió trong lớp biên ? 4) Vẽ sơ đồ, nêu các khá niệm về hướng gió thổi, đường bờ, đường vuông góc với bờ, góc bờ, góc gió trong sơ đò tính toán dòng chảy gió theo phương pháp thực nghiệm Ecman 5) Bài tập về tính toán dòng chảy gió theo phương pháp thực nghiệm Ecman
CHƯƠNG VI THỜI TIẾT BIỂN ĐÔNG 6.1 Thời tiết và hình thế thời tiết Thời tiết là trạng thái vật lý của khí quyển ở một địa điểm nhất định trong một khoảng thời gian nhất định và được đặc trưng bởi tập hợp các giá trị của các yếu tố khí tượng như nhiệt độ không khí, áp suất khí quyển, gió, độ ẩm, mây mưa tại thời điểm đó. Các yếu tố này còn được gọi là các yếu tố thời tiết. Nghiên cứu về thời tiết và dự báo thời tiết là nội dung của bộ môn Dự báo thời tiết. Dự báo thời tiết bằng phương pháp dùng bản đồ còn được gọi là Khí tượng học si nốp. Nói một cách khác, đối tượng nghiên cứu của môn học Khí tượng si nốp chính là các điều kiện thời tiết và sự biến đổi của nó trên một phạm vi rộng. Sự biến đổi của thời tiết có 2 loại: Biến đổi có chu kỳ và biến đổi không có chu kỳ. Biến đổi có chu kỳ là sự biến đổi có sự lặp đi lặp lại của các yếu tố thời tiết, như các dạng biến trình ngày của nhiệt độ, khí áp, độ ẩm Biến đổi không có chu kỳ là sự biến đổi không có quy luật của điều kiện thời tiết, như sự biến tính của các khối không khí. 6.1.1 Các công cụ phân tích và dự báo thời tiết 1) Các loại bản đồ thời tiết Bản đồ thời tiết cho phép ta hình dung sự phân bố các yếu tố khí tượng trên phạm vi rộng lớn, xác định thời tiết hiện tại; phân tích và dự báo về sự xuất hiện và phát triển của các đối tượng si nốp, tức là dự báo hình thế si nốp và từ đó dự báo điều kiện thời tiết trong tương lai. Như vậy, các bản đồ thời tiết là công cụ cơ bản để phân tích và dự báo thời tiết. Bản đồ thời tiết cho phép ta hình dung sự phân bố các yếu tố khí tượng trên phạm vi rộng lớn, xác định thời tiết hiện tại; phân tích và dự báo về sự xuất hiện và phát triển của các đối tượng si nốp. Để có được bản đồ thời tiết, người ta sử dụng một loại bản đồ gọi là bản đồ trống. Bản đồ trống là bản đồ địa lý, đảm bảo các yêu cầu sau đây: - Không bị biến dạng về hình thù địa hình, ít thay đổi về tỷ lệ xích ở các vùng quan trọng, phản ảnh được phép chiếu gần nhất của quả đất thực. - Kích thước của bản đồ thời tiết không quá lớn, hoặc quá bé, song phải bao gồm đầy đủ toàn bộ lãnh thổ một vùng rộng lớn. Có đầy đủ các đường phân giới, các vị trí đài trạm khí tượng, có thước gradien để xác định vận tốc gió theo sự phân bố áp suất. - Các bản đồ trống được dùng ở Việt Nam thông thường là: Bản đồ Âu á có tỷ lệ: 1/200.000.000 và bản đồ Biển Đông có tỷ lệ: 1/7.500.000. Sử dụng các bản đồ trống, người thiết lập được các bản đồ thời tiết bao gồm: bản đồ mặt đất và các bản đồ trên cao a) Bản đồ mặt đất Dùng bản đồ trống, điền các số liệu quan trắc ở mặt đất vào vị trí của các trạm quan trắc ta được bản đồ mặt đất. Các số liệu về các yếu tố khí tượng được điền trên bản đồ mặt đất bao gồm: nhiệt độ, áp suất khí quyển (đã quy về mực nước biển), độ ẩm, lượng
và dạng mây, độ cao chân mây, biến áp, tầm nhìn xa và các hiện tượng thời tiết. Như vậy, bản đồ mặt đất cho ta thấy điều kiện thời tiết ở mặt đất. Lược đồ điền bản đồ mặt đất như sau (hình 6-1): TsTs CH CM TT PPP Hs hs N WW aPP dd CL VV W H Hs hs TdTd RR Hình 6-1 Trong đó:TT, TsTs, TdTd: nhiệt độ, nhiệt độ cực trị, điểm sương; PPP, aPP: áp suất, biến áp 3 giờ; WW, W: hiện tượng thời tiết lúc quan trắc, giữa 2 kỳ quan trắc; RR: mưa trong 12 giờ; VV: tầm nhìn ngang; N: lượng mây; CH, CM, CL: dạng mây tầng cao, trung bình, dưới; h, hs hs: các độ cao chân mây; dd: hướng và tốc độ gió. b) Bản đồ cao không Như chúng ta đã biết, cơ sở lý thuyết để thiết lập các bản đồ cao không (bản đồ hình thế khí áp) là dựa vào công thức khí áp dưới dạng địa thế vị đã được trình bày trong tĩnh học khí quyển. Trong nghiệp vụ khí tượng, người ta dùng các bản đồ trống điền các yếu tố khí tượng quan trắc được ở các độ cao khác nhau của tầng khí quyển ta được các bản đồ trên cao. Có 2 loại bản đồ trên cao: - Bản đồ hình thế khí áp tuyệt đối gọi tắt là bản đồ AT: AT850, AT700, AT500 ; - Bản đồ hình thế khí áp tương đối gọi tắt là bản đồ OT: thường dùng bản đồ 500 OT1000 . * Bản đồ AT: Đây là bản đồ hình thế khí áp tuyệt đối, trên đó điền các yếu tố khí tượng quan trắc được trên mặt đẳng áp nào đó. Trên các bản đồ này ta vẽ các đường đẳng cao trên mặt đẳng áp và biểu diễn các đặc trưng thời tiết trên một mặt đẳng áp đó. Ví dụ: bản đồ AT850, AT700, là bản đồ hình thế khí áp tuyệt đối trên mặt đẳng áp 850 và 700 mb.
Lược đồ điền bản đồ AT như sau (hình 6-2): TT HHH Td Td N ΔH24 dd f f Hình 6-2 Trong đó: TT, TdTd: nhiệt độ, điểm sương; HHH, ΔH24: độ cao địa thế vị, biến cao 24 giờ; f f: độ ẩm; dd: hướng và tốc độ gió. * Bản đồ OT: Đây là bản đồ hình thế khí áp tương đối, trên đó điền các giá trị độ cao địa thế vị tương đối giữa 2 mặt đẳng áp, như đã nói ở trên, trong tác nghiệp dự báo 500 thời tiết, thông thường người ta sử dụng OT1000 . Bản đồ này biểu thị độ dày giữa 2 mặt đẳng áp và đặc trưng cho trường nhiệt độ trung bình giữa 2 mặt đẳng áp. Lược đồ điền bản đồ OT như sau (hình 6-3): HoHoHo dd ΔHo24 Hình 6-3 Trong đó: HoHoHo, ΔHo24: độ dày, biến cao 24 giờ; dd: hướng và tốc độ gió. 2) Các mặt cắt thẳng đứng a) Mặt cắt thẳng đứng theo thời gian Mặt cắt thẳng đứng theo thời gian là một loại đồ thị biểu điễn sự thay đổi của các yếu tố khí tượng theo thời gian tại 1 địa điểm ở các độ cao khác nhau. Ví dụ: Sự thay đổi của gió ở độ cao nào đó theo thời gian (hình 6-4). z (lnP) t Hình 6-4 b) Mặt cắt thẳng đứng theo không gian