CHƯƠNG VII KHÍ HẬU BIỂN ĐÔNG
7.1 Các nhân tố hình thành khí hậu
7.1.3 Điều kiện mặt đệm
1) ảnh hưởng của hải lục đối với khí hậu
a) ảnh hưởng của sự phân bố hải lục đến các yếu tố khí tượng:
- ảnh hưởng của sự phân bố hải lục đến chế độ nhiệt độ của không khí: Biên độ ngày trên biển và đại dương không lớn chỉ khoảng 1o đến 2oC; trên lục địa rất lớn từ 14o đến 15oC, lớn nhất ở sa mạc và thảo nguyên khô ráo có thể đạt đến vài chục độ. Biên độ năm trên biển và hải dương nhỏ hơn trên lục địa khoảng 7-8 lần. Đường đẳng nhiệt qua bờ biển bị uốn cong đi.
Nếu so sánh về chế độ nhiệt thì ở Nam bán cầu ôn hoà hơn Bắc bán cầu. Tháng nóng nhất ở Nam bán cầu có nhiệt độ thấp hơn tháng nóng nhất ở Bắc bán cầu khoảng 5oC. Tháng lạnh nhất ở Nam bán cầu có nhiệt độ cao hơn tháng lạnh nhất ở Bắc bán cầu khoảng 2- 3oC.
- ảnh hưởng của hải lục đến phân bố khí áp và chế độ gió: dưới tác động của bức xạ mặt trời, mùa đông hình thành áp cao trên lục địa và áp thấp trên biển; còn mùa hè thì ngược lại. Dẫn đến ở một số nơi hình thành chế độ gió mùa (loại gió mùa ngoại nhiệt đới).
Tốc độ gió ở trên biển lớn hơn nhiều so với tốc độ gió trên lục địa. Khắp nơi, dọc các vùng ven biển đều có hoạt động của hoàn lưu địa phương gió đất và gió biển.
- ảnh hưởng của hải lục đến tình hình ẩm ướt của không khí rất rõ rệt: Lượng hơi nước có trong không khí trên biển lớn hơn lượng hơi nước có trong không khí trên lục địa. Mùa hè độ ẩm tương đối của không khí giảm dần từ biển vào sâu trong lục địa, mùa đông thì ngược lại. Không khí trên biển mang nhiều hơi ẩm thổi vào lục địa tạo điều kiện hình thành mây nhiều ở các các bờ biển hứng gió, càng đi vào sâu lục địa mây càng giảm.
Sương mù trên lục địa chủ yếu là sương mù bức xạ còn sương mù trên biển lại chủ yếu là sương mù bình lưu và sương mù bốc hơi. Mưa vào ban đêm (mưa trong biến trình ngày) và mưa vào mùa đông (mưa trong biến trình năm) dễ hình thành và chiếm ưu thế trên biển và đại dương; còn mưa vào ban ngày và mưa vào mùa hè lại chiếm ưu thế trên lục địa.
b) ảnh hưởng của dòng hải lưu đến khí hậu
- Các dòng hải lưu làm tăng thêm hoặc dịu bớt sự chênh lệch về nhiệt độ của các vùng mà nó đi qua. Hải lưu lạnh làm tăng độ ổn định của tầng kết, làm suy yếu sự trao đổi của không khí theo chiều thẳng đứng; hải lưu nóng làm tăng độ bất ổn định của tầng kết nên thúc đẩy quá trình đối, loạn lưu.
- Các dòng hải lưu nóng thúc đẩy, hải lưu lạnh làm giảm quá trình bốc hơi nên ảnh hưởng đến độ ẩm không khí. Không khí bên trên các dòng hải lưu lạnh thường tạo thành nghịch nhiệt với tầng kết ổn định và ít cho mưa; còn ngược lại ở các khu vực có các dòng hải lưu nóng đi qua thường cho mưa nhiều.
c) ảnh hưởng của lớp phủ thực vật đến khí hậu
- Chế độ nhiệt của không khí ở vùng có lớp phủ thực vật điều hoà hơn vùng không có lớp phủ thực vật. Biên độ ngày, biên độ năm của biến trình nhiệt độ không khí ở vùng có lớp phủ thực vật nhỏ hơn nhiều so với vùng không có lớp phủ thực vật.
- Lượng bốc hơi ở nơi có lớp phủ thực vật (bốc thoát hơi nước) lớn hơn lượng bốc hơi trên mặt nước song lại nhỏ hơn lượng bốc hơi có thể trên mặt đất trơ trụi; bốc hơi ở rừng cây nhỏ hơn bốc hơi trên mặt cỏ. Trong các lớp phủ thực vật khác nhau, độ ẩm không khí cũng khác nhau. Khi có tán lá nước bốc hơi lên không chuyển được đi xa nên độ ẩm trong rừng cây tăng.
- Lớp phủ thực vật ảnh hưởng lớn đến tình hình giáng thủy. Do ảnh hưởng của độ nhám (bìa rừng, độ gồ ghề của rừng cây...) mà lượng mưa tăng lên. Lượng mưa ở rừng một phần bị giữ lại bởi tán, do đó cần thận trọng khi tổ chức đo đạc ở rừng cây và sử dụng số liệu đo.
2) ảnh hưởng của địa hình đến khí hậu
a) ảnh hưởng của địa hình đến bức xạ mặt trời
- Càng lên cao do độ dài lộ trình của tia sáng mặt trời ngắn, độ trong suốt khí quyển tăng dần mà cường độ bức xạ mặt trời tăng dần; do bụi và hơi nước trong không khí giảm, bức xạ hữu hiệu tăng mà cán cân bức xạ lại giảm dần.
- Phương vị sườn dốc thay đổi thì bức xạ mặt trời trên mặt sườn dốc thay đổi. Có thể nhận thấy một cách định lượng trong công thức:
I’ = I [sinhO cosβ + cos hO sinβ cos(A-a) Trong đó:
I , hO và A: cường độ bức xạ, độ cao và phương vị mặt trời.
A, β: phương vị, góc nghiêng của mặt nhận ánh sáng với mặt nằm ngang.
b) ảnh hưởng của địa hình đến nhiệt độ
- Độ cao địa hình ảnh hưởng đến nhiệt độ thể hiện ở quy luật giảm nhiệt độ theo độ cao.
Trên các đỉnh núi cao, nhất là núi có tiết diện nhỏ, biến thiên của nhiệt độ gần giống như trong khí quyển tự do. Trên các cao nguyên, sự biến đổi nhiệt độ theo thời gian rất lớn: vào ban ngày (mùa hè) nhận nhiều bức xạ nên nhiệt độ đất và nhiệt độ không khí tăng; vào ban đêm (mùa đông) hơi nước bụi ít... nhiệt độ đất và nhiệt độ không khí giảm.
- Dạng địa hình ảnh hưởng lớn đến nhiệt độ không khí: địa hình dạng lồi (đồi, núi, sườn dốc) có thể làm biên độ nhiệt ngày (năm) giảm; còn địa hình dạng lõm (thung lũng, lòng chảo) có thể làm biên độ nhiệt ngày (năm) tăng. Dạng địa hình khác nhau làm cho tầng kết γ khác nhau: γ ở sườn Bắc khác với γ ở sườn Nam; γ ở giữa đỉnh và thung lũng lớn hơn γ giữa hai thung lũng cùng độ cao; γ ở vùng lõm hẹp khá lớn, xấp xỉ bằng trị số γk. c) ảnh hưởng của địa hình với hoàn lưu khí quyển
- Trên quy mô lớn, có thể nói địa hình ảnh hưởng quyết định đến hướng và tốc độ gió, đặc biệt là hướng gió. Đa số các trường hợp, dưới tác động của địa hình, gió thổi theo hướng của các dãy núi lớn. Khi gặp các dạng địa hình lồi, tốc độ gió giảm sau đó đổi hướng: nếu tầng kết ổn định hoặc địa hình cao đơn lẻ thì không khí sẽ rẽ ra hai bên; nếu tầng kết bất ổn định hoặc địa hình kéo dài, độ cao địa hình không lớn thì không khí sẽ vượt lên trên đỉnh, tại sườn đón và khuất gió hình thành các xoáy có trục nằm ngang.
Khi gió đổi hướng thì tốc độ gió tăng lên. Khi gặp các dạng địa hình lõm và các thung lũng, gió đổi hướng và tốc độ gió giảm đi; đặc biệt khi gặp các thung lũng hẹp, khe hẹp tốc độ gió sẽ tăng lên.
- Trên quy mô nhỏ, địa hình đã tạo ra hoàn lưu địa phương như gió phơn. Gió phơn ở đây có thể là phơn điển hình hoặc phơn do xoáy nghịch khống chế ở sườn khuất gió. Địa hình cũng là nguyên nhân gây lên các hoàn lưu địa phương khác nữa như gió sườn dốc, gió núi, gió thung lũng và các hoàn lưu cục bộ khác.
d) ảnh hưởng của địa hình đến tình hình ẩm ướt
- ảnh hưởng của địa hình đến độ ẩm không khí thể hiện ở chỗ: độ ẩm tuyệt đối, độ hụt bão hoà và điểm sương đều giảm theo độ cao địa hình. Còn độ ẩm tương đối lại ít thay đổi theo độ cao, chỉ khi có tồn tại lớp nghịch nhiệt mới thay đổi theo độ cao một cách đáng kể. Biến trình ngày và năm của các đặc trưng độ ẩm cũng thay đổi theo dạng địa hình.
- Mây và sương mù ở các vùng núi cao, các sườn dốc nhiều hơn ở dưới thấp. Địa hình đồi núi về ban ngày (mùa hè) thịnh hành mây đối lưu, mù chiều tối hay cho dông; còn ban đêm (mùa đông) thịnh hành mây, sương mù bức xạ có thể ở dạng tằng bao quanh núi. Địa hình lõm, mây ít đi, thường là sương mù, mù bức xạ (đặc biệt về ban đêm - mùa đông) mây càng ít ở các thung lũng hẹp nghèo hơi ẩm. Tại sườn đón gió mây được tăng cường, còn khi sang sườn khuất gió mây bị tiêu tan do tác dụng của phơn.
- Giáng thuỷ tăng theo độ cao đạt tới độ cao giáng thuỷ lớn nhất, sau đó lại có xu hướng giảm. Giáng thuỷ phụ thuộc vào phương vị sườn dốc với hướng của dòng không khí, dưới tác động kết hợp của dòng không khí mang hơi ẩm với phương vị sườn dốc của địa hình mà tạo thành dốc mưa và dốc khô. Ngoài ra, địa hình còn ảnh hưởng rõ rệt đến biến trình ngày của mưa: ở đỉnh và sườn mưa cực đại vào chiều hoặc chiều tối; ở chân, đáy, thung lũng mưa cực đại vào ban đêm; ở bình nguyên mưa cực đại vào sáng sớm.
3) Lớp xáo trộn và điều kiện lớp mặt đại dương
Nguồn cung cấp nhiệt cho đại dương chủ yếu là bức xạ mặt trời, chuyển qua lớp nước bề mặt. Lớp xáo trộn có độ sâu khoảng 100m cũng là lớp hấp thụ được nhiều nhất năng lượng bức xạ mặt trời. Bức xạ tia hồng ngoại được hấp thụ ở lớp mỏng trên bề mặt đại dương vài chục cm. Mức độ hấp thụ bức xạ mặt trời của đại dương phụ thuộc nhiều vào tính chất quang học và các chất hữu cơ, trầm tích lơ lửng, chế độ các dòng động lực biển của mỗi khu vực. Thông lượng mặt trời và tốc độ đốt nóng trong đại dương chủ yếu ở lớp bề mặt và giảm theo độ sâu và hàm số mũ.
Như vậy tại lớp nước mặt nơi luôn xảy ra các quá trình trao đổi tương tác kết quả hấp thụ năng lượng bức xạ mặt trời và bốc hơi truyền nhiệt của đại dương trở lại khí quyển để duy trì sự cân bằng nhiệt.
Khí quyển và đại dương tương tác trong hệ thống khép kín thông qua ứng suất gió, dòng năng lượng và các thành phần ẩm nhiệt và hình thành ra các hệ thống sóng trọng trường, dòng chảy trôi bề mặt. Lớp xáo trộn cũng như biến động mùa của các nêm nhiệt chính là đối tượng chịu ảnh hưởng trực tiếp của các quá trình tương tác đó.
Các sóng quy mô nhỏ dưới dạng khuyếch tán phân tử chỉ hoạt động trong lớp mỏng bề mặt có độ dày vài chục cm và tần suất của hệ thống sóng này được xác định qua biểu thức:
ω = (gk + γk)1/2
Trong đó γ đặc trưng cho lực ứng suất bề mặt, người ta chọn γ vào khoảng 72.5 cm3/s2 đối với môi trường nước – khí quyển có nhiệt độ 200C. Tuy nhiên phải chú ý rằng giá trị này thay đổi khá nhiều tuỳ thuộc vào momen động lượng từ khí quyển chuyển qua môi trường nước, các tham số của nó là độ gồ ghề bề mặt, điều kiện bốc hơi cũng như các yếu tố biến đổi khí hậu khác.
Các sóng khuyếch tán phân tử này tập trung chủ yếu ở hệ thống sóng ngắn l < 2π (γ/g)1/2 ≈ 1.7 cm. Hệ thống sóng này tạo nên độ gồ ghề tầng mặt.
Độ gồ ghề mặt đệm được xác định qua biểu thức:
( ))
, ,
( 2
* 2
* 4 / 1
4 / 2 3
* 0
a a a w a
u g gv u v F g g
Z u γ σ ξ
=
Trong đó u*a tốc độ ma sát mặt lớp biên biển – khí quyển, đại lượng u*a vào khoảng 0.02 – 0.03 của tốc độ gió bề mặt, đại lượng này tăng dần khi giá trị
log (g/fVgió); σ(ξ) ≈ 0.2 Vgió/g. (Tốc độ gió ở độ cao 10m trên tàu biển);
Vw , Va: tốc độ gió thành phần theo kinh vĩ hướng;
F là đại lượng đặc trưng cho số Reynold:
( ) exp( 2 )
* 2 0
* 0
a
a u
xc u
F ≈ c −
Giá trị 1;
*
≥ u a
c F ≈ (10 Re)-1;
Tại lớp bề mặt, lớp biên Ekman của đại dương được xem là lớp xáo trộn có quy mô biến động theo phương thẳng đứng với độ dày:
f
x u
HE w
*
= 0
Trong đó vai trò của quá trình rối và lực Coriolis là đáng kể; x0 ≈ 0.2 ; U*w ≈ 1 và f lấy trung bình 10-4s-1 ; Với các tham số này, độ dày HE ≈ 20m.
Trong lớp xáo trộn Ekman, tốc độ dòng chảy trôi
Vav = U*w/x0 ≈ 5cm/s tương ứng với thời gian tác động của gió trên đó là 3g. Như vậy ta có thể coi gió ở đây biến đổi trong phạm vi của quy mô synop và dòng chảy trong lớp Ekman là tựa dừng.
Hệ phương trình mô tả dòng chảy trong lớp Ekman có dạng:
fv
z S
g x x
w
−
∂ = + ∂
∂
∂ξ τ
1 .
fu
z S
g y y
w
∂ = + ∂
∂
∂ξ τ
1 .
Trong đó ξ: giá trị mực nước, biến động theo giá trị trung bình;
Sw : mật độ nước biển; τx , τy ứng suất gió theo các trục.
Hệ phương trình trên có thể xác định trung bình cho toàn bộ lớp Ekman:
0
*
/ x
H u fS
Vav =−τx w E = w
ở đây ứng suất gió xác định theo trục x cùng với hướng gió.
Nghiên cứu về lớp biên Ekman sẽ có một mục riêng chi tiết hơn.