Hơi n−ớc lμ một biến quan trọng nhất trong thμnh phần khí quyển của Trái Đất. Sự phân bố vμ vận chuyển của hơi n−ớc xác định l−ợng m−a vμ do đó liên quan chặt chẽ tới hoạt động nông nghiệp vμ các hoạt động khác của con ng−ời. Từ quan điểm khoa học, một l−ợng lớn nhiệt năng lμm bay hơi n−ớc vμ năng l−ợng nμy sẽ đ−ợc giải
phóng hơi n−ớc ng−ng kết. Chính quá trình nμy lμ nguyên nhân chủ yếu quy định các dạng đốt nóng địa ph−ơng ở miền nhiệt đới, vμ nó cũng lμ một nhân tố của động lực học quỹ đạo xoáy thuận vĩ độ trung bình. Hơn nữa, hơi n−ớc vμ mây lμm thay đổi rất lớn các đặc tr−ng bức xạ trong khí quyển. Có thể nói kết quả của các quá trình hồi tiếp lμ vấn đề tin cậy nhất trong việc mô hình hoá hoμn l−u toμn cầu hiện đại.
Hình 7.19. Thích ứng tuyến tính dừng của hoàn l−u khí quyển Bắc Bán Cầu tháng 12, 1, 2 đối với tác động của khu vực đốt nóng quan trắc đ−ợc trong vùng quỹ đạo xoáy thuận trên Đại Tây D−ơng. (a)
Mặt cắt thẳng đứng của đốt nóng tính trung bình trong vùng từ 80oW đến 20oE. Khoảng giữa các đ−ờng đẳng trị 0,25Kngày-1. (b) Nhiễu động hàm dòng * tại 200hPa, khoảng giữa đ−ờng đẳng trị 1,5
x 106 m2s-1
Hình 7.19 (tiếp) (c) Tốc độ phát triển Eady, ph−ơng trình (7.11) đối với dòng nhiễu. Khoảng giữa các đ−ờng đẳng trị là 0,1ngày-1. (Theo Hoskins & Valdes, 1990)
Hμm l−ợng hơi n−ớc đ−ợc đo bằng tỷ hỗn hợp r, đ−ợc định nghĩa trong mục 1.1 nh− lμ tỷ số giữa khối l−ợng hơi n−ớc vμ khối l−ợng không khí khô. Khi không có m−a hoặc bốc hơi thì tỷ hỗn hợp của một phần tử không khí đ−ợc bảo toμn. Tổng quát hơn, ph−ơng trình cho tỷ hỗn hợp đ−ợc viết
P E r . v t r (7.29) trong đó E lμ tốc độ bốc hơi; P lμ tốc độ ng−ng kết. Đối với những mục đích khác nhau,
ph−ơng trình nμy có thể đ−ợc lμm rõ hơn bởi việc xem xét l−ợng n−ớc lỏng lơ lửng trong mây d−ới dạng các hạt mây một cách riêng rẽ. Biểu diễn các quá trình vật lý vi mô thông qua sự kết hợp vμ lớn lên của các hạt mây, vμ cuối cùng dẫn đến m−a, ta có thể đ−ợc tính đến trong các ph−ơng trình. Những sơ đồ nh− vậy đ−ợc thử nghiệm trong các mô hình số. Tuy nhiên, đối với mục tiêu đặt ra ở đây thì n−ớc tồn tại d−ới dạng hơi hoặc cho m−a. Vì vậy E nhỏ, trừ lớp gần mặt đất. Trong khi đó P lớn ở những mực giữa của tầng đối l−u. Vì vậy hiển nhiên lμ có một hiệu ứng của hoμn l−u toμn cầu vận chuyển hơi n−ớc từ bề mặt Trái Đất vμ cũng có sự vận chuyển hơi n−ớc từ
những khu vực bốc hơi lớn trên vùng biển ấm đến những khu vực khô vμ lạnh hơn.
Phân bố trung bình vĩ h−ớng vμ trung bình theo thời gian của r, r đ−ợc chỉ ra trên Hình 7.20. ở đây có sự biến đối đáng kể của r trên mặt cắt kinh h−ớng với những giá trị lớn khoảng 1,8 x 10-2 ở những mực thấp trong miền nhiệt đới. ở những mực cao vμ vĩ độ cao, hμm l−ợng hơi n−ớc nhỏ hơn rất nhiều, d−ới 10-3
tại mực 500hPa, thậm chí giảm xuống 10-6 trong tầng bình l−u. Những biến đổi lớn nμy của tỷ hỗn hợp phản ánh phân bố của T . Sức tr−ơng hơi n−ớc bão hòa, es chỉ lμ hμm của nhiệt độ vμ đ−ợc xác định bởi ph−ơng trình Clausius-Clapayron.
2v v s s T R Le dT de (7.30)
trong đó L lμ ẩn nhiệt bốc hơi; Rv lμ hằng số khí của hơi n−ớc. Nếu giả thiết L không phụ thuộc nhiệt độ, đây lμ một xấp xỉ khá đúng cho mục đích hiện tại, ph−ơng trình (7.30) sau khi tích phân một cách đơn giản, ta có
T 1 T 1 R L exp e T e 0 v 0 s s (7.31)
trong đó eso lμ sức tr−ơng hơi n−ớc bão hoμ tại nhiệt độ To. Với To = 273K thì eso = 611Pa. Vì vậy sức tr−ơng hơi n−ớc bão hoμ sẽ tăng đáng kể theo quy luật hμm mũ, đạt giá trị gấp đôi khi nhiệt độ tăng 10K. Tỷ hỗn hợp xoáy thuận hoμ rs đ−ợc tính bởi
sv v s s e p R Re r (7.32)
So sánh Hình 7.20 của mặt cắt T ta thấy mặc dù với một l−ợng tỷ hỗn hợp nhỏ thì không khí ở những phần trên tầng đối l−u nhiệt đới đã gần nh− bão hoμ. Nh− sẽ thấy trong Ch−ơng 9 độ ẩm nhỏ của tầng bình l−u lμ do vận chuyển của không khí từ tầng đối l−u vμo tầng bình l−u xuyên qua đỉnh tầng đối l−u nhiệt đới lμ nơi nhiệt độ đạt cực tiểu. Vì vậy r đặc tr−ng của tầng bình l−u đ−ợc quy định bởi rs ở đỉnh tầng đối l−u nhiệt đới. Biến đổi mùa của r ở những mực thấp phản ánh biến đổi mùa của nhiệt độ. Giá trị r tại mực thấp đạt cực đại trên bán cầu mùa hè. Chu trình mùa thể hiện đối với Bắc Bán Cầu lớn hơn do chu trình mùa lớn của nhiệt độ mực thấp, vμ của tỷ hỗn hợp, trên nội địa Châu á nói chung vμ trên Trung á nói riêng.
Tr−ớc khi tiếp tục phân tích sâu hơn nữa sự phân bố vμ vận chuyển của hơi n−ớc ta sẽ xem xét lại các sai số khi đo đạc tr−ờng hơi n−ớc toμn cầu. Các đo đạc của r chủ yếu dựa vμo hệ thống thám không. Mặc dù các đo đạc vệ tinh cho ta thấy các dải hơi n−ớc nh−ng chúng chỉ cho những thông tin về nhiệt độ vμ hμm l−ợng hơi n−ớc phần trên tầng đối l−u. Hình 7.20 cho thấy hơn một nửa l−ợng hơi n−ớc tập trung d−ới 850hPa. Những thiết bị đo đạc sử dụng vi sóng có thể cho những thông tin về hμm l−ợng hơi ẩm tích phân theo chiều thẳng đứng nh−ng chúng không cho thông tin về phân bố hơi n−ớc theo chiều thẳng đứng. Những kỹ thuật nμy đã đ−ợc đ−a vμo nghiệp vụ nh−ng
chúng sẽ phải thực hiện thêm một vμi năm nữa tr−ớc khi cho những kết quả mang
tính khí hậu học chi tiết đối với hơi n−ớc. Một khi hệ thống thám không đ−ợc sử dụng ta sẽ quan trắc đ−ợc profile chính xác vμ chi tiết của r khi chúng thăng lên xuyên qua phần d−ới tầng đối l−u; độ chính xác của các đo đạc độ ẩm ở phần trên tầng đối l−u vμ
tầng bình l−u giảm. Nh−ng hệ thống thám không chủ yếu hoạt động ở Bắc Bán Cầu
vμ trên lục địa. Tr−ờng hơi n−ớc trên các đại d−ơng vμ trong miền nhiệt đới rất ít đ−ợc quan trắc. Thậm chí trong những vùng mμ ở đó có hệ thống thám không tốt thì vấn đề th−ờng gặp phải lμ tính đại biểu của các thám trắc.
Hình 7.20. Mặt cắt thẳng đứng của tỷ hỗn hợp ẩm r trong thời kỳ (a) 12/1991 đến 2/1992; (b) 6- 8/1991. Khoảng giữa đ−ờng đẳng trị là 10-3, vùng đậm chỉ giá trị v−ợt quá 10-2. (Dựa theo phân tích
ch−a đ−ợc công bố của số liệu Trung tâm dự báo hạn vừa Châu Âu của J. Dodd)
Hμm l−ợng hơi n−ớc biến đổi mạnh trong những quy mô không gian nhỏ vì vậy không có sự bảo đảm chắc chắn rằng một thám trắc có thể đại diện cho cả một vùng rộng lớn. Thực tế, rõ rμng lμ một thám trắc xuyên qua một lớp mây sẽ cho một profile ẩm rất khác so với các thám trắc gần đó nh−ng xuyên qua một vùng không mây.
Kết quả phân tích pha của dự báo số sẽ cho ta một tr−ờng ẩm chi tiết hơn. Trên các khu vực đại d−ơng dự báo số sẽ bao gồm một tr−ờng nền tập trung vμ vì vậy sẽ cho ta một bức tranh chi tiết hơn so với phân tích thám sát. Trong thực tế các thực nghiệm số cho thấy các hình thế m−a trong dự báo lμ không quá nhạy đối với tr−ờng ẩm ban đầu. Ví dụ đơn giản cho tr−ờng độ ẩm t−ơng đối ban đầu cùng lμ 70% ở mọi nơi sẽ không dẫn đến kết quả dự báo l−ợng m−a nhỏ hơn đáng kể so với những tr−ờng hợp phân tích đầy đủ đối với r.
Kết quả đo đạc trực tiếp của E vμ P trong ph−ơng trình (7.29) cũng không đầy đủ vμ chính xác. M−a đ−ợc đo chi tiết trên lục địa nh−ng đặc biệt khó khăn khi đo trên
đại d−ơng. Thậm chí trên lục địa thì những hiệu ứng địa ph−ơng của địa hình cũng tạo ra những biến đổi rất đáng kể của P trên một khoảng cách nhỏ, vì vậy vấn đề đặt ra lμ lμm cách nμo có thể xác định tính đặc tr−ng của các đo đạc. Chỉ có một số rất ít trạm đ−ợc trang bị để đo trực tiếp E; vì nó phụ thuộc rất lớn vμo lớp phủ thực vật bề mặt cũng nh− các đặc tr−ng khác, vì vậy một lần ta sẽ gặp rất nhiều khó khăn khi nói đến tính đại diện của các đo dạc nμy. Thực tế, E có thể đ−ợc suy ra nh− lμ phần d− của thμnh phần vận chuyển vμ m−a hơn lμ nh− cách lμm trong mục 3.4, sử dụng ph−ơng trình nhiệt động lực xác định thμnh phần đốt nóng.
Hình 7.21. Dung l−ợng hơi n−ớc lấy tích phân theo chiều cao thời kỳ (a) 12/1991-2/1992; (b) 6-8/1991. Khoảng giữa các đ−ờng đẳng trị 5kgm-2, vùng đậm biểu diễn giá trị v−ợt quá 40kgm-2. (Dựa theo một phân tích ch−a đ−ợc công bố của số liệu thuộc Trung tâm dự báo thời tiết hạn vừa Châu Âu của J.
Dodd)
Với lập luận nμy, ta quay lại xem xét phân bố ba chiều của hơi n−ớc trong khí quyển. Hình 7.21 cho thấy l−ợng hơi n−ớc tích phân theo chiều thẳng đứng trung bình theo thời gian thời kỳ mùa đông vμ mùa hè. Khác biệt chủ yếu lμ giữa vùng xích đạo vμ vùng cực, nh− đ−ợc chỉ ra trên Hình 7.20. Tuy nhiên ở đây cũng có những biến đổi đáng kể giữa các vòng cung vĩ tuyến. Một số biến đổi nμy có liên quan tới địa hình; phía trên núi sẽ có hơi n−ớc ít hơn so với khu vực thấp hơn do sự giảm mạnh của r
theo độ cao. Nh−ng ở đây có một xu h−ớng chung của sự vận chuyển hơi n−ớc đó lμ vận chuyển trên lục địa ít hơn trên biển ở vùng vĩ độ trung bình vμ vùng vĩ độ cao. Trong miền nhiệt đới có sự biến đổi quan trọng liên quan với sự dao động của nhiệt độ
bề mặt biển vμ do vậy với E. Nh− đã nói đến trên đây, hiệu ứng nμy thể hiện đặc biệt rõ trên vùng trung tâm vμ đông bắc Châu á nơi đặc biệt khô vμo mùa đông.
Một đặc điểm quan trọng thể hiện vμo các tráng 6, 7, 8 trên vùng Đông Nam á. Giá trị lớn nhất của r quan sát thấy trên vịnh Bengal với khu vực mở rộng có giá v−ợt quá 50kgm-2 trên lãnh thổ ấn Độ vμ Đông Nam á. Cực đại nμy lμ một phần quan trọng của hoμn l−u gió mùa. Nó phản ánh dòng hội tụ trung bình của ẩm mực thấp vμo vùng nμy từ các khu vực đại d−ơng lân cận, đặc biệt lμ biển Arập. L−ợng ẩm nμy có thể dẫn tới sự hình thμnh đối l−u vμ giải phóng ẩn nhiệt. Một cực đại điển hình của tốc độ đốt nóng khí quyển đ−ợc biểu diễn trên Hình 3.8(b); sự đốt nóng nμy điều khiển chuyển động của hoμn l−u gió mùa. Các quá trình nμy đ−ợc đề cập trong mục 7.2. Quá trình hồi tiếp giữa sự giải phóng ẩn nhiệt vμ tr−ờng chuyển động quy mô lớn lμ một đặc tr−ng quan trọng của các hệ thống hoμn l−u miền nhiệt đới.
Các dòng hơi n−ớc khí quyển đ−ợc biểu diễn trên Hình 7.22 vμ 7.23. Hình đầu biểu diễn dòng hơi n−ớc trung bình tích phân theo chiều thẳng đứng do dòng khí, tức lμ ps 0 m g dp vr F (7.33)
Sự vận chuyển hơi n−ớc do gió vĩ h−ớng chiếm −u thế với sự vận chuyển về phía tây mạnh xuyên qua miền nhiệt đới còn sự vận chuyển về phía đông ở miền ôn đới chỉ mạnh bằng một nửa ở miền nhiệt đới. Dòng vĩ h−ớng mạnh hơn ở miền ôn đới nh−ng giá trị đặc tr−ng của r lại nhỏ hơn đáng kể. ở miền nhiệt đới nhìn chung có sự phân kỳ của Fm trên đại d−ơng vμ hội tụ trên lục địa. ở miền ôn đới, những cực đại của vận chuyển hơi n−ớc về phía đông vμ về phía cực gắn liền với các quỹ đạo xoáy thuận. Dòng hơi n−ớc tổng cộng gần nh− song song với trục của quỹ đạo xoáy thuận. Cần đặc biệt l−u ý lμ dòng hơi n−ớc có c−ờng độ lớn vμo tháng 6, 7, 8 đ−ợc đ−a từ khu vực ấn
Độ D−ơng đến khu vực Đông Nam á, phản ánh hình thế gió mực thấp liên quan với
hoμn l−u gió mùa.
Dạng của dòng Ft tức thời đ−ợc xác định theo ph−ơng trình ps 0 ' ' t g dp r v F (7.34)
vμ đ−ợc biểu diễn trên Hình 7.23. Nó bị chi phối bởi các quỹ đạo xoáy thuận miền ôn đới. Các dòng tức thời ở miền ôn đới có h−ớng hoμn toμn khác so với các dòng tổng cộng. Thay vì song song với các trục của quỹ đạo xoáy thuận, các dòng nμy gần nh− nghiêng hoμn toμn về bên phải, với các dòng h−ớng cực vμ h−ớng tây nằm dọc theo quỹ đạo xoáy thuận. Mặc dù các dòng tức thời gần nh− nhỏ hơn một bậc đại l−ợng so với các dòng trung bình, sự phân kỳ của các dòng hơi n−ớc tức thời nhỏ hơn so với các dòng trung bình trong khu vực quỹ đạo xoáy thuận miền ôn đới.
Dòng ẩm của các xoáy tμ áp ở đầu quỹ đạo xoáy thuận có xu thế hút ẩm về phía lục địa Bắc Mỹ vμ Đông á từ vùng biển ấm nằm ở phía nam vμ phía đông. Những dòng tức thời lớn hơn phần bù lại của dòng trung bình, vì vậy có sự phân kỳ của hơi n−ớc từ bắc Canada vμ trung tâm Châu á.
Hình 7.22. Dòng hơi n−ớc tổng cộng, Fm (xem ph−ơng trình (7.33)) thời kỳ (a) 12/1991-2/1992; (b) 6- 8/1991. Các mũi tên chuẩn biểu diễn giá trị 300kgm-1s-1. (Dựa theo phân tích ch−a đ−ợc công bố của
số liệu thuộc Trung tâm dự báo thời tiết hạn vừa Châu Âu của J. Dodd)
Hoμn l−u trung bình nμy phù hợp với hoμn l−u trung bình gây ra bởi sự tập trung các hoạt động tức thời trên các quỹ đạo xoáy thuận, nh− đã chỉ ra trên Hình 7.15, vμ rõ rμng lμ nó đóng một vai trò quan trọng trong việc cung cấp nhiệt d−ới dạng ẩn nhiệt cần thiết cho việc duy trì các quỹ đạo xoáy thuận.
Cuối cùng, cần l−u ý rằng những tổng kết quy luật không đúng nμy đối với quỹ đạo xoáy thuận vùng Nam Bán Cầu. Các dòng hồi quy tức thời thực tế đạt cực đại trong vùng của quỹ đạo xoáy thuận Nam Bán Cầu, nh−ng h−ớng về phía đông vμ phía cực. Có một số bằng chứng dòng ẩm từ Nam Mỹ gây ra bởi các quá trình tức thời miền ôn đới. Điều nμy đ−ợc duy trì bởi hội tụ dòng trung bình, nói ngắn gọn lμ từ miền nhiệt đới. Có thể khẳng định rằng quỹ đạo xoáy thuận Nam Bán Cầu đ−ợc hình thμnh bởi những cơ chế vật lý phức tạp hơn so với hai vùng quỹ đạo xoáy thuận ở Bắc Bán Cầu. Mặt khác, ta nhớ rằng độ chính xác của các dòng ẩm nμy trên các đại d−ơng Nam Bán Cầu lμ rất thấp, các quan trắc đầy đủ hơn lμ rất cần thiết tr−ớc khi có thể đ−a ra những kết luận với độ tin cậy nμo đó.
Hình 7.23. Dòng hơi n−ớc do các xoáy tức thời Ft (xem ph−ơng trình (7.34)) thời kỳ (a) 12/1991-2/1992; (b) 6-8/1991. Các mũi tên biểu diễn giá trị 10kgm-1s-1. (Dựa theo kết quả phân tích ch−a đ−ợc công bố
của số liệu thuộc Trung tâm dự báo thời tiết hạn vừa Châu Âu của J. Dodd)
7.6 Bμi tập
7.1. Nghiệm tác động đối với ph−ơng trình n−ớc nông biểu diễn trên Hình 7.4 lμ tuyến tính vμ ở đây không có sự t−ơng tác giữa nhiễu bị tác động vμ dòng trung bình. Dùng giản đồ để nhận xét một cách định tính dòng động l−ợng liên quan tới hình thế