Tương tác biển khí quyển ( Đinh Văn Ưu ) - Chương 3 pdf

62 Chơng 3 tơng tác Biển - khí quyển nhiệt đới 3.1. Bất ổn định đối lu trong khí quyển nhiệt đới Quá trình phân bố lại nhiệt lợng trong đại dơng và khí quyển xảy ra một cách phức tạp, tuy nhiên mọi quá trính chính tập trung trong tầng đối lu khí quyển và lớp hoạt động trên của đại dơng và biển. Trong khí quyển theo Ludlam tồn tại bốn dạng đối lu cơ bản sau đây. (i). Đối lu vi mô thể hiện qua đối lu thẳng đứng ở biên dới tầng đối lu khi các dòng nhiệt đợc đa vào trong khí quyển. (ii). Đối lu trong mây tích Cu đóng vai trò phân bố lại nhiệt trong toàn tầng đối lu. (iii). Đối lu vĩ mô theo bề dày khí quyển cũng nh từ vĩ độ thấp đến vĩ độ cao, dạng đối lu này chịu tác động mạnh của ảnh hởng lực quay quả đất (lực Koriolis). (iv). Đối lu cỡ trung bình chủ yếu do hiệu ứng tà áp (barocline), hiện tợng này thờng liên quan tới các quá trình đối lu vĩ mô không đồng nhất tại các vùng địa hình khác nhau. Hoàn lu chung khí quyển có thể xem nh tổng hợp của các quá trình đối lu kể trên. Trên hình 3.1 thể hiện sơ đồ các dạng hoàn lu khí quyển thông qua các dạng xoáy hoàn lu khí quyển trên khu vực châu á. ở vùng vĩ độ thấp hoàn lu chủ yếu theo xoáy xôlênoit Hadley. Gần xích đạo dòng nhiệt do đối lu mang từ lớp dới đi lên tạo ra các mây tích ma (Cumulus). Trên vùng cận nhiệt đới xung quanh vĩ tuyến 30 0 không khí toàn tầng đối lu từ trên đi xuống dới ngoại trừ một lớp ma sát mặt có độ cao 1-2 km. Tín phong đóng vai trò tiếp nối trong lớp khí quyển gần mặt luôn có hớng từ hai phía đi về xích đạo tạo nên khu vực hội tụ nhiệt đơí (HTNĐ: Intertropical Convergence Zone - ICTZ) Hệ thống trờng gió và áp toàn cầu luôn có xu hớng lệch về phía bán cầu mùa hạ (các hình 3.2a,b). Trong tháng giêng, vị trí của dải hội tụ nhiệt đới trên khu vực châu á nằm ở vị trí từ 5 0 S đến 15 0 S, gió đông bắc bao trùm toàn vùng Đông Nam á trong đó khó phân biệt giữa gió mùa đông bắc và tín phong bắc Thái bình dơng vì ranh giới giữa 63 hai dòng khí không có đợc các đặc tính cụ thể của một front. Thông thờng rất khó phân biệt các nghịch nhiệt và ẩm giữa lớp khí ấm đại dơng nằm trên lớp khí lạnh và khô hơn nguồn gốc lục địa. Hình 3.1. Sơ đồ các ổ hoàn lu chung khí quyển trên vùng đông nam á [9] 64 Hình 3.2a Sơ đồ hoàn lu khí quyển trên mặt đất trong mùa đông [6] : 1- vị trí trung bình của dải hội tụ nhiệt đới, 2- hớng gió thờng gặp, 3- hớng gió thịnh hành (>50%) Hình 3.2b Sơ đồ hoàn lu khí quyển trên mặt đất trong mùa hè [6], chú thích nh hình 3.2a 65 Mùa hè do tác động của gió mùa tây nam dải hội tụ vùng nam á và Đông Nam á xê dịch về phía bắc vĩ tuyến 20 0 N thậm chí 30 0 N trên đất liền. Đối với đối lu trong mây tích, trên phần lớn các vùng biển và đại dơng khí quyển thờng có phân tầng không ổn định, việc trao đổi các thông lợng theo phơng thẳng đứng xảy ra dới tác động của lực Acsimet và rối động lực. Khi chuyển động rối có vai trò lớn hơn lực Acsimet thì đối lu mang tính cỡng bức, ngợc lại ta có đối lu tự do. Độ cao có thể đạt đợc của dòng đối lu phụ thuộc vào phânbố thẳng đứng của nhiệt độ và độ ẩm. Tầng đối lu càng lớn thì mây càng phát triển. Phân bố các mây tích ma trong vùng nhiệt đới thờng tuân theo một số thứ tự nhất định: các đại lộ mây xuất phát từ nguồn nhiệt (v.d. bờ dốc phía nam của núi bị đốt nóng) trải theo hớng gió, các ổ xoáy quy mô trung bình dạng hở và dạng kín nh đã trình bày ở trên theo cơ chế đối lu Bernard. các phân bố thành các vệt hoặc hành lang mây chủ yếu do các ống xoáy Langmur tạo nên. Sự hình thành các trờng mây tích ma do quá trình đốt nóng bề mặt có đờng kính ổ trung tâm vào khoảng 50 km và tỷ lệ giữa đờng kính và độ cao từ 10:1 đến 100:1, riêng ổ trung tâm có tỷ lệ vào khoảng 30:1. Các mây tích ma phẳng thờng có độ dày không lớn H < W, với W là độ rộng của chân mây, thông thờng W vào khoảng một, vài kilômét. Đối với mây trung bình thì độ dày và rộng của mây gần tơng đơng nhau, khi mây càng lớn thì độ dày (cao) lớn hơn nhiều so với độ rộng. Trong trờng hợp khối khí ẩm đi lên, quá trình ngng tụ hình thành nên mây tích. Mây phát triển cao khi lớp đối lu bất ổn định có cùng độ lớn. Phần lớn mây tích ma đạt tới độ cao của tầng nghịch nhiệt : khoảng 15 km tại vùng nhiệt đới. Trong một số trờng hợp, quá trình phát triển lên cao có thể bị dừng lại ở lớp nghịch nhiệt thứ cấp nằm ở phần dới tầng đối lu trên độ cao khoảng 2 - 3 km từ mặt đất, trong trờng hợp này, đỉnh mây có dạng ôvan, khác với dạng hình nấm trong trờng hợp đối lu toàn tầng. Hiện tợng đối lu trong mây tích ma có thể kèm theo hiện tợng vòi rồng liên quan tới đối lu mạnh ở lớp biên khí quyển trên biển. Vòi rồng thờng xuyên 66 chuyển động với tốc độ của đám mây phát sinh và liên kết với nó. Kích thớc của vòi rồng thông thờng không lớn; bán kính từ vài, ba mét đến vài ,ba trăm mét và độ cao khoảng vài, ba trăm mét. Bản chất của vòi rồng là một xoáy không khí mà sự ngng tụ hơi nớc trong nó đã làm cho chúng ta thấy đợc dễ dàng trong dạng ống từ chân mây đến sát mặt đất - biển. Nguyên nhân làm hơi nớc ngng tụ là do áp suất không khí trong vòi rồng giảm mạnh bởi lực ly tâm của xoaý. Bản thân xoáy này theo một số tác giả, đợc tạo nên từ cột không khí trong đám mây mẹ. Hình 3.3. Sơ đồ hoàn lu chung khí quyển trên mặt cắt thẳng đứng vuông góc xích đạo [6] Một trong những đặc trng của vùng biển nhiệt đới là việc hình thành các dạng mây tích tín phong trong đó động lực cơ bản lại là các quá trình đối lu cỡng bức trong các vùng tín phong phát triển mạnh. Theo kết quả phân tích ảnh vệ tinh, dải tập trung mây thờng trùng với lớp nghịch nhiệt tín phong nằm ở độ cao 2-3 km. Lớp nghịch nhiệt chia tầng đối lu ra hai phần : lớp xáo trộn dới và hoàn lu Hadley trong tầng trên với dòng đi xuống trong lớp giữa của tầng đối lu. Trên hình 3.3 đa ra sơ đồ hoàn lu khí quyển trên mặt cắt thẳng đứng từ xích đạo đến cực phản ánh các ổ xoáy cơ bản theo hớng kinh tuyến (hoàn lu kinh hớng). Bão nhiệt đới là một trong các nhiễu động đặc trng của khí quyển nhiệt đới. Ngày nay, mọi ngời đều xác nhận điều kiện tối thiểu để một nhiễu động nhiệt đới 67 trở thành bão đó là mặt biển phải đủ nóng. Xem xét điều kiện phát triển của bất ổn định đối lu của khí quyển nhiệt đới lên biển, Palmen đã chứng minh rằng bão nhiệt đới chỉ có thể xuất hiện trên những vùng biển mà nhiệt độ bề mặt cao hơn 26 0 C. Theo đó bão không thể có ở vùng nam Đại tây dơng cũng nh ở đông nam Thái bình dơng nơi mặt biển không đủ nóng. Tuy nhiên, khi bão đã xuất hiện thì nó có thể tồn tại trong một thời gian nhất định vì vậy vẫn có thể quan trắc đợc bão trên các khu vực nhiệt độ thấp hơn giá trị tới hạn kể trên. Tồn tại một mối liên quan mật thiết giữa gió mùa và bão, điều này đợc phát hiện thông qua phân tích ảnh vệ tinh. Thông qua các nhiễu động có khả năng tạo thành bão, có thể lấy các sóng đông làm ví dụ: nhiễu động gió và áp lan truyền về hớng tây xuất hiện kèm theo hoàn lu gió mùa. Tuy nhiên ngày nay vẫn cha lý giải đợc các điều kiện vật lý quyết định quá trình chuyển hoá các nhiễu động sang bão. Điều này có lẽ liên quan tới các quá trình tơng tác khí quyển - đại dơng, mây và hoàn lu synop ở vùng nhiệt đới và có thể cả những dị thờng của đại dơng và khí quyển hình thành trong các thời gian trớc đó. Trong bảng 3.1 đa ra số lợng các cơn bão hoạt động trên hai vùng biển phát sinh bão chính của đại dơng thế giới. Bảng 3.1. Số lợng trung bình các cơn bão trên khu vực tây Thái bình dơng- biển Đông (1) và tây Đại tây dơng (2) theo [6] Tháng Vùng I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII 1 2 0.3 0.1 0.1 0.4 1.1 1.8 4.0 4.5 4.6 3.0 2.1 1.0 0 0 0 0 0 0.2 0.3 1.7 2.0 1.0 0.1 0 Phân tích số liệu trên cho thấy thời gian bão hoạt động chính (mùa bão) trùng với thời gian hoạt động của gió mùa mùa hạ bắc bán cầu. 3.2. hoạt động của gió mùa trong hệ thống biển và khí quyển nhiệt đới Theo khái niệm địa lý vùng nhiệt đới nằm giữa hai chí tuyến bắc và nam trong giới hạn 23 0 27 N và 23 0 27 S. Tuy nhiên dựa trên cơ sở phân tích các đặc điểm 68 phân bố và biến động của các yếu tố khí tợng hải dơng thì vùng biển nhiệt đới cần đợc mở rộng hơn. Trong vùng từ 25 0 N đến 25 0 S diện tích mặt biển bao gồm 160 triệu km 2 tơng đơng 44% diện tích đại dơng thế giới. Nếu kể đến vùng giữa các vỹ tuyến 30 0 bắc và nam thì diện tích vùng biển nhiệt đới có thể lên đến 190 triệu km 2 hay 53% diện tích đại dơng thế giới. Trong khu vực này diện tích mặt biển và đại dơng chiếm tới 74% và đất liền còn lại khoảng 26%. Đây là khu vực gặp nhau của các tín phong và gió mùa với dòng gió tây nhiệt đới. Dải áp thấp giữa hai bán cầu hay dải hội tụ nhiệt đới (HTNĐ) chính là khu vực phát sinh và phát triển của bão nhiệt đới. Theo Khrômốp thì gió mùa là " chế độ vĩ mô của các dòng khí quyển trên một phần lớn bề mặt trái đất với tần suất lặp lại cao của một hớng gió thịnh hành trong mùa hè cũng nh mùa đông cùng sự thay đổi hớng ngợc chiều hoặc gần ngợc chiều nhau trong hai mùa". Vùng hoạt động của gió mùa phần lớn trùng với vùng sản xuất nông nghiệp chủ yếu trên thế giới. Trên hình 3.4 cho ta bản đồ phân bố các vùng hoạt động của gío mùa trên thế giới. Trong số những khu vực hoạt động khác nhau trên thế giới, gió mùa ấn Độ Dơng và Đông Nam á là rộng lớn nhất kéo dài từ bờ tây châu Phi đến tây Thái Bình Dơng và là một trong những nhiễu động lớn nhất của hoàn lu chung khí quyển. Hình 3.4.Giới hạn các vùng hoạt động gió mùa theo Khromov [9] 69 3.3. Tơng tác nhiệt biển - khí quyển - lục địa : nguyên nhân hình thành và biến đổi của hoàn lu khí quyển và đại dơng. Nguyên nhân chủ yếu hình thành hoàn lu khí quyển và đại dơng là năng lợng của mặt trời cung cấp cho quả đất, nguồn năng lợng này phân bố không đồng đều trên các khu vực và đới địa lý khác nhau của quả đất. Sự biến đổi theo thời gian của các quá trình hấp thụ và trao đổi nguồn năng lợng này là nguyên nhân của các biến động và nhiễu động của hoàn lu. Tuy nguyên nhân trực tiếp hình thành chuyển động gió và dòng chảy trong khí quyển và biển là chênh lệch áp suất thể hiện qua các gradient ngang, nhng nguồn gốc của chúng lại là chế độ nhiệt. Ngời ta sử dụng khái niệm "máy nhiệt" để mô tả, nghiên cứu và lý giải các dạng hoàn lu quy mô khác nhau trong đó có quy luật hình thành và biến đổi của các nhiễu động hoàn lu. Trong các máy nhiệt này các "bếp lò - nồi hơi" nằm tại các khu vực đốt nóng mạnh quanh năm của lớp mặt, trong đó có vùng biển nhiệt đới và các lục địa trong mùa hè. Các "buồng lạnh" tơng ứng sẽ là các vùng vĩ độ cao hay các lục địa trong mùa đông. Biến đổi chế độ nhiệt độ giữa xích đạo và cực có chu kỳ chung nửa năm. Sự khác biệt trong tính chất nhiệt của bề mặt biển và lục địa dẫn đến chênh lệch mật độ không khí giữa hai vùng và gây nên hiện tợng gió mùa trên quy mô lớn. Có một dạng hoàn lu tơng tự nhng với quy mô nhỏ hơn mang tính khu vực đó là hiện tợng gió đất - gió biển. Lý thuyết của dạng hoàn lu này có thể dựa trên phơng trình tính hoàn lu theo một đờng khép kín l đối với vận tốc v: C = vl d l . và đối với gia tốc: dC dt d dt d v l l = . 70 Trong trờng hợp tổng quát, khi tính đến hiệu ứng tà áp, đại lợng d dt v 0 có thể biểu thị thông qua phơng trình sau, cho rằng ứng suất tỷ lệ thuận với vận tốc: = v , nh vậy: d dt P v vv = 1 2 , hay: dC dt P dd vdl ll lvl = .,'' . 2 trong đó v và l là hình chiếu của v và l lên mặt phẳng xích đạo. Hinh 3.5. Sơ đồ tế bào hoàn lu, AD và BC: đờng đẳng áp [2] Xét trờng hợp hoàn lu theo vòng kín ABCD trên hai mặt đẳng áp P1 và P2 cắt hai đờng song song CD và AB (hình 3.5). Thành phần tà áp trong công thức trên đợc biểu thị qua số hạng đầu: 71 dG dt dP dP dP dP A B B C C D D A 1 = Vì sự biến đổi áp suất trên các mặt đẳng áp bằng 0 nên chỉ còn lại hai thành phần thứ nhất và thứ ba. Mặt khác do dP =- gdz, ta có: dG dt gdz gdz A B C D 1 =+ Sử dụng khái niệm độ cao thế vị H = gz/g 1, ,ta có : ()() [] dG dt gH H H H BA CD 1 1 = Nh vậy sự khác nhau của mật độ tạo nên khoảng cách khác nhau giữa các mặt đẳng áp từ đó dẫn tới sự biến đổi của hoàn lu. Trên hình 3.6 thể hiện sơ đồ các vòng xoáy hoàn lu trên khu vực ven bờ khi mặt đất bị đốt nóng và biển lạnh, ta thấy rằng gió lớp sát mặt và dòng chảy mặt có hớng ngợc nhau. Hình 3.6. Sơ đồ hoàn lu tà áp (barocline) trờng hợp đất ấm hơn đại dơng [2]: T ấm, X lạnh. [...]... đại dơng khí quyển NXB Khí tợng thuỷ văn, Lenigrad, 1974 2- Doronin Iu.P., 1981, Tơng tác khí quyển và đai dơng, NXB KTTV, Leningrad, 288 tr (tiếng Nga) 3- Helleman, S., and Rosenstein M., 19 83 Normal monthly windstress over the world ocean with error estimates, J Phys Oceanogr., 13, pp 10 931 104 4- Kitaigorotxki C A Vật lý tơng tác khí quyển đại dơng NXB Khí tợng thuỷ văn, Lenigrad, 1970 5- Luận chứng... tài KT0 3- 1 0 (GS Lê Đức Tố chủ tr ), Trờng ĐHKH Tự Nhiên, Hà Nội 6- Perry A.H and J.M Walker, 1977, The Ocean - atmosphere system, Longman, London, New York, 195 tr 7- Phillips O M., 1970, Dynamics of upper ocean, Academic Press 8- Ronday Fr Interaction air-mer, 1996,Université de Liège, 30 0 p 9- Tơng tác đại dơng - khí quyển và động lực gió mùa,1990, NXB KTTV, Leningrad, 33 5 tr (tiếng Nga) 1 0- D V Uu... (hình 3. 1 6) Hình 3. 16 Biến trình năm của nhiệt độ không khí trên Biển Đông [5], 1 - Bạch Long Vĩ, 2- Hòn Ng, 3- Cồn Cỏ, 4- Phú Quý, 5- Côn Đảo 65 Trên cùng một vĩ tuyến, biên độ nhiệt độ không khí trên biển cũng nhỏ hơn đáng kể so với trên bờ và ven bờ, có thể thấy điều này qua thí dụ biên độ các trạm Đồng Hới (1 1C), Huế (9 C) so với Hoàng Sa (6 C) Tính chất cận nhiệt đới còn đựơc thể hiện qua đờng cong... Nga) 1 0- D V Uu and J-M Brankart, 1997 Seasonal variation of temperature and salinity fields and water masses in the Bien Dong (South China) Sea, J Mathematical and Computer Modeling , No 12 1 1- Đinh Văn Ưu, 1988 Mô hình hoá chế độ nhiệt muối Biển Đông, Tạp chí khoa học, 1, Đại học Tổng hợp Hà Nội 1 2- Đinh Văn Ưu (Chủ biên) 2000 Nghiên cứu cấu trúc 3 chiều nhiệt muối và hoàn lu Biển Đông và các ứng... nam (Southern oscillation Index) - SOI Khi áp suất khí quyển ở Thái Bình dơng có dị thờng cao, thì trên ấn độ dơng từ Châu Phi đến Ausralia lại có dị thờng âm và ngợc lại Thông thờng chỉ số SOI đợc lấy theo hiệu áp suất giữa Darwin (1 0S, 130 E) và Tahiti (1 8S, 150W) Các năm có giá trị chênh lệc lớn gồm: 1950,1952,195 4-1 955, 1957, 19591960, 1961,196 3- 1 964, 1965, 1967, 1969, 1972, 197 4-1 975, 1977, 198 2-1 9 83, ... gió đất - biển nh Nha Trang, Đà Nẵng, Huế chủ yếu do đặc điểm địa hình cản không cho gió SW xâm nhập trực tiếp tới đây Một số khu vực ven biển chỉ tồn tại một hớng gió thịnh hành từ biển nh Quảng Ngãi 62 Hình 3. 14 Trờng ứng suất gió đặc trng mùa đông trên Biển Đông [12](tháng 1) 63 Hình 3. 15 Trờng ứng suất gió đặc trng mùa hè trên Biển Đông [12](tháng 7) 64 Nhiệt độ không khí cũng chịu sự tác động... dơng và khí quyển Tại vùng bắc Đại tây dơng, dị thờng dòng nhiệt biển - khí quyển xuất hiện khi trong khí quyển có dòng hoàn lu tây, đa không khí lạnh từ lục địa Bắc Mỹ ra biển Đồng thời trong dạng hoàn lu tây, với sự tác động của hiệu ứng tà áp lại gây nên sự cờng hoá của hoàn lu giữa các đới Điều này lại làm cho hoàn lu tây bị suy yếu kéo theo sự suy yếu của dị thờng của dòng nhiệt biển - khí quyển. .. có đối với Biển Đông cha bảo đảm độ chi tiết cần thiết về không gian cho phép đánh giá sự biến động của hiện tợng động lực phức tạp này 3. 6.2 Chế độ nhiệt muối Biển Đông - hệ quả trực tiếp của tơng tác biển khí quyển khu vực Tác động của gió mùa lên chế độ nhiệt muối biển thể hiện thông qua các thông lợng nhiệt trao đổi giữa biển và khí quyển dẫn đến hình thành cấu trúc nhiệt muối cho toàn biển và từng... tính chất thời tiết từ hạn hán sang ma hoặc ngợc lại Bảng 3. 2 Các đặc trng vị trí địa lý khu vực xác định chỉ số NINO Chỉ số El-Nino Giới hạn kinh tuyến Giới hạn vĩ tuyến NINO-1 từ đông 90W đến bờ 5S -1 0S NINO-2 từ 90W đến 150W 0 - 5S NINO -3 từ 90W đến 150W 5N - 5S từ 160W đến 150W 5N - 5S NINO -4 Cùng với hiện tợng El - Nino, áp suất khí quyển trên hai khu vực nam Thái Bình dơng và ấn độ dơng cũng... và hoạt động nớc trồi đã hình thành nên một vùng biển có nhiệt độ tơng đối thấp từ bờ miền Trung Việt Nam ra khơi làm tách toàn 74 biển gần nh đồng nhất về nhiệt ra hai phần (hình 3. 20b) Điều này cũng thể hiện rõ qua phân bố độ muối trên mặt biển (các hình 3. 21a,b) Hình 3 21b Phân bố độ muối nớc mặt Biển Đông trong mùa hè [10] 75 Tài liệu tham khảo 1- Bortkovxki P C , Biutner E K Malevxki Malevich . nhiệt biển - khí quyển. Sự lặp lại này xẩy ra với chu kỳ 8-9 tháng, trong đó khí quyển đóng vai trò chủ đạo. 3. 4.2. Các dao động có chu kỳ lớn hơn 1 năm Trong hệ thống đại dơng - khí quyển - lục. Darwin (1 0S, 130 E) và Tahiti (1 8S, 150W). Các năm có giá trị chênh lệc lớn gồm: 1950,1952,195 4-1 955, 1957, 195 9- 1960, 1961,196 3- 1 964, 1965, 1967, 1969, 1972, 197 4-1 975, 1977, 198 2-1 9 83, 78 1987,. 62 Chơng 3 tơng tác Biển - khí quyển nhiệt đới 3. 1. Bất ổn định đối lu trong khí quyển nhiệt đới Quá trình phân bố lại nhiệt lợng trong đại dơng và khí quyển xảy ra một cách