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

Bất ổn định đối lưu trong khí quyển nhiệt đới Quá trình phân bố lại nhiệt lượng trong đại dương và khí quyển xảy ra một cách phức tạp, tuy nhiên mọi quá trính chính tập trung trong tầng

Chương 3 tương tác Biển - khí quyển nhiệt đới

3.1 Bất ổn định đối lưu trong khí quyển nhiệt đới

Quá trình phân bố lại nhiệt lượng trong đại dương và khí quyển xảy ra một cách phức tạp, tuy nhiên mọi quá trính chính tập trung trong tầng đối lưu khí quyển

và lớp hoạt động trên của đại dương và biển

Trong khí quyển theo Ludlam tồn tại bốn dạng đối lưu cơ bản sau đây

(i) Đối lưu vi mô thể hiện qua đối lưu thẳng đứng ở biên dưới tầng đối lưu khi các dòng nhiệt được đưa vào trong khí quyển

(ii) Đối lưu trong mây tích Cu đóng vai trò phân bố lại nhiệt trong toàn tầng

đi xuống dưới 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 hướng từ hai phía đi về xích đạo tạo nên khu vực hội tụ nhiệt đơí (HTNĐ: Intertropical Convergence Zone - ICTZ)

Hệ thống trường gió và áp toàn cầu luôn có xu hướng 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 50 S đến 150 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 dương vì ranh giới giữa

hai dòng khí không có được các đặc tính cụ thể của một front Thông thường rất khó phân biệt các nghịch nhiệt và ẩm giữa lớp khí ấm đại dương nằm trên lớp khí lạnh và khô hơn nguồn gốc lục địa

Hình 3.1 Sơ đồ các ổ hoàn lưu chung khí quyển trên vùng đông – nam á [9]

Hình 3.2a Sơ đồ hoàn lưu khí quyển trên mặt đất trong mùa đông [6] : 1- vị trí trung bình của dải hội tụ nhiệt đới, 2- hướng gió thường gặp, 3- hướng gió thịnh hành (>50%)

Hình 3.2b Sơ đồ hoàn lưu khí quyển trên mặt đất trong mùa hè [6], chú thích như hình 3.2a

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 200 N thậm chí 300 N trên đất liền

Đối với đối lưu trong mây tích, trên phần lớn các vùng biển và đại dương khí quyển thường có phân tầng không ổn định, việc trao đổi các thông lượng theo phương thẳng đứng xảy ra dưới tác động của lực Acsimet và rối động lực Khi chuyển động rối có vai trò lớn hơn lực Acsimet thì đối lưu mang tính cưỡng bức, ngược lại ta có đối lưu tự do Độ cao có thể đạt được của dòng đối lưu phụ thuộc vào phânbố thẳng đứng của nhiệt độ và độ ẩm Tầng đối lưu càng lớn thì mây càng phát triển

Phân bố các mây tích mưa trong vùng nhiệt đới thường 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 hướng gió,

các ổ xoáy quy mô trung bình dạng hở và dạng kín như đã trình bày ở trên theo cơ chế đối lưu Bernard

các phân bố thành các vệt hoặc hành lang mây chủ yếu do các ống xoáy Langmur tạo nên

Sự hình thành các trường mây tích mưa do quá trình đốt nóng bề mặt có đường kính ổ trung tâm vào khoảng 50 km và tỷ lệ giữa đường kính và độ cao từ 10:1 đến 100:1, riêng ổ trung tâm có tỷ lệ vào khoảng 30:1

Các mây tích mưa phẳng thường có độ dày không lớn H < W, với W là độ rộng của chân mây, thông thường W vào khoảng một, vài kilômét Đối với mây trung bình thì độ dày và rộng của mây gần tương đương nhau, khi mây càng lớn thì độ dày (cao) lớn hơn nhiều so với độ rộng

Trong trường hợp khối khí ẩm đi lên, quá trình ngưng tụ hình thành nên mây tích Mây phát triển cao khi lớp đối lưu bất ổn định có cùng độ lớn Phần lớn mây tích mưa đạt tới độ cao của tầng nghịch nhiệt : khoảng 15 km tại vùng nhiệt đới Trong một số trường hợp, quá trình phát triển lên cao có thể bị dừng lại ở lớp nghịch nhiệt thứ cấp nằm ở phần dưới tầng đối lưu trên độ cao khoảng 2 - 3 km từ mặt đất, trong trường hợp này, đỉnh mây có dạng ôvan, khác với dạng hình nấm trong trường hợp đối lưu toàn tầng

Hiện tượng đối lưu trong mây tích mưa có thể kèm theo hiện tượng vòi rồng liên quan tới đối lưu mạnh ở lớp biên khí quyển trên biển Vòi rồng thường xuyên

chuyển động với tốc độ của đám mây phát sinh và liên kết với nó Kích thước của vòi rồng thông thường 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 ngưng tụ hơi nước trong nó đã làm cho chúng ta thấy được dễ dàng trong dạng ống

từ chân mây đến sát mặt đất - biển Nguyên nhân làm hơi nước ngưng 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, được tạo nên từ cột không khí trong đám mây mẹ

Hình 3.3 Sơ đồ hoàn lưu chung khí quyển trên mặt cắt thẳng đứng vuông góc xích

đạo [6]

Một trong những đặc trưng 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 lưu cưỡng bức trong các vùng tín phong phát triển mạnh Theo kết quả phân tích ảnh vệ tinh, dải tập trung mây thường trùng với lớp nghịch nhiệt tín phong nằm ở độ cao 2-3 km Lớp nghịch nhiệt chia tầng đối lưu ra hai phần : lớp xáo trộn dưới và hoàn lưu Hadley trong tầng trên với dòng đi xuống trong lớp giữa của tầng đối lưu

Trên hình 3.3 đưa ra sơ đồ hoàn lưu khí quyển trên mặt cắt thẳng đứng từ xích

đạo đến cực phản ánh các ổ xoáy cơ bản theo hướng kinh tuyến (hoàn lưu kinh hướng)

Bão nhiệt đới là một trong các nhiễu động đặc trưng của khí quyển nhiệt đới

Ngày nay, mọi người đều xác nhận điều kiện tối thiểu để một nhiễu động nhiệt đới

trở thành bão đó là mặt biển phải đủ nóng Xem xét điều kiện phát triển của bất ổn

định đối lưu 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 260C Theo đó bão không thể có ở vùng nam Đại tây dương cũng như ở đông nam Thái bình dương 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 được 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 được 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 hướng tây xuất hiện kèm theo hoàn lưu gió mùa Tuy nhiên ngày nay vẫn chưa lý giải được 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 tương tác khí quyển - đại dương, mây

và hoàn lưu synop ở vùng nhiệt đới và có thể cả những dị thường của đại dương và khí quyển hình thành trong các thời gian trước đó

Trong bảng 3.1 đưa ra số lượng các cơn bão hoạt động trên hai vùng biển phát sinh bão chính của đại dương thế giới

Bảng 3.1 Số lượng trung bình các cơn bão trên khu vực tây Thái bình dương- biển

Đông (1) và tây Đại tây dương (2) theo [6]

phân bố và biến động của các yếu tố khí tượng hải dương thì vùng biển nhiệt đới cần

được mở rộng hơn

Trong vùng từ 250 N đến 250 S diện tích mặt biển bao gồm 160 triệu km2 tương

đương 44% diện tích đại dương thế giới Nếu kể đến vùng giữa các vỹ tuyến 300 bắc

và nam thì diện tích vùng biển nhiệt đới có thể lên đến 190 triệu km2 hay 53% diện tích đại dương thế giới Trong khu vực này diện tích mặt biển và đại dương 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 hướng gió thịnh hành trong mùa hè cũng như mùa đông cùng sự thay đổi hướng ngược chiều hoặc gần ngược 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 Dương và Đông Nam á là rộng lớn nhất kéo dài từ bờ tây châu Phi đến tây Thái Bình Dương và là một trong những nhiễu động lớn nhất của hoàn lưu chung khí quyển

Hình 3.4.Giới hạn các vùng hoạt động gió mùa theo Khromov [9]

3.3 Tương tác nhiệt biển - khí quyển - lục địa : nguyên nhân hình thành và biến đổi của hoàn lưu khí quyển và đại dương

Nguyên nhân chủ yếu hình thành hoàn lưu khí quyển và đại dương là năng lượng của mặt trời cung cấp cho quả đất, nguồn năng lượng 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 lượng này là nguyên nhân của các biến động và nhiễu động của hoàn lưu 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, nhưng nguồn gốc của chúng lại là chế độ nhiệt

Người ta sử dụng khái niệm "máy nhiệt" để mô tả, nghiên cứu và lý giải các dạng hoàn lưu quy mô khác nhau trong đó có quy luật hình thành và biến đổi của các nhiễu động hoàn lưu 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" tương 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 tượng gió mùa trên quy mô lớn Có một dạng hoàn lưu tương tự nhưng với quy mô nhỏ hơn mang tính khu vực đó là hiện tượng gió đất - gió biển

Lý thuyết của dạng hoàn lưu này có thể dựa trên phương trình tính hoàn lưu

theo một đường khép kín l đối với vận tốc v:

Trong trường hợp tổng quát, khi tính đến hiệu ứng tà áp, đại lượng d

dt

v

→

≠ 0 có thể biểu thị thông qua phương trình sau, cho rằng ứng suất τ tỷ lệ thuận với vận tốc:

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 lưu, AD và BC: đường đẳng áp [2]

Xét trường hợp hoàn lưu theo vòng kín ABCD trên hai mặt đẳng áp P1 và P2 cắt hai đường song song CD và AB (hình 3.5) Thành phần tà áp trong công thức trên được biểu thị qua số hạng đầu:

Như 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 lưu

Trên hình 3.6 thể hiện sơ đồ các vòng xoáy hoàn lưu 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 hướng ngược nhau

Hình 3.6 Sơ đồ hoàn lưu tà áp (barocline) trường hợp đất ấm hơn đại dương [2]: T –

ấm, X – lạnh

Tác động của lực Coriolis làm cho hoàn lưu bị lệch khỏi đường pháp tuyến so với đường bờ - giới hạn giữa hai vùng nóng lạnh

Như đã xét ở các phần trên, hoàn lưu chung của khí quyển có nguồn gốc nhiệt

và động lực bao gồm các chuyển động đối lưu trong dạng các ổ xoáy quy mô khác nhau, có thể phân chia chúng thành hai loại: hoàn lưu kinh hướng và vĩ hướng

Hoàn lưu kinh hướng bao gồm hoàn lưu xolênoit Hadley nằm hai phía xích

đạo với dòng nhiệt đi lên nhờ đối lưu trong mây tích tại khu vực hoạt động của dải hội tụ nhiệt đới và đi xuống tại khu vực vĩ tuyến 30°N(S) Hoàn lưu này liên kết với tín phong NE ở bắc bán cầu và SE ở nam bán cầu tại phần dưới của tầng đối lưu và gặp nhau tại dải hội tụ nhiệt đới

Vị trí của dải hội tụ nhiệt đới biến đổi tương đối mạnh do qúa trình tương tác biển - lục địa và hoạt động của gió mùa

Tại vùng biển tây Thái bình dương và ấn độ dương dải HTNĐ nằm tại vị trí bắc 20°S trong tháng 1, còn phía đông Thái bình dương lại nằm gần xích đạo (hình 3.2a)

Mùa hè, tại khu vực tây Thái bình dương và ấn độ dương dải HTNĐ vươn lên phía bắc và nằm trên sườn đông nam lục địa châu á kéo dài tới đông - bắc Trung Quốc (hình 3.2b) Dải hội tụ nhiệt đới đóng một vai trò quan trọng trong biến động hoàn lưu gió mùa, vì nó là giới hạn phân cách giữa hai bán cầu nhiệt của quả đất Trong giới hạn của khu vực này thường xuyên có dòng gió đông nhiệt đới

Về hai phía bắc (đối với bán cầu bắc) và nam (đối với bán cầu nam) hoàn lưu Hadley là hoàn lưu Ferrel với dòng đi lên tại khu vực 60°N(S) và đi xuống ở phía ngoài vĩ tuyến 30°, trên khu vực phân cách giữa hai hoàn lưu này là các luồng gió tây cận nhiệt đới Trên dải phân cách giữa các hoàn lưu Ferrel và các xoáy vùng cực tồn tại một dòng gió tây, thể hiện rõ nét nhất bằng vòng áp thấp ven châu Nam cực kéo theo việc hình thành dòng chảy đi về phía đông bao quanh lục địa băng giá này

Bên cạnh các hoàn lưu dọc kinh tuyến kéo theo các dòng gió đông và gió tây cơ bản kể trên, việc lục địa và biển xen kẽ nhau theo vĩ tuyến cũng đã hình thành các trung tâm nhiệt và lạnh khác nhau trên cùng một đới vĩ tuyến và hình thành này các ổ xoáy quy mô khác nhau theo mặt cắt vĩ tuyến Tại vùng xích đạo có dạng hoàn lưu đặc trưng với tên là hoàn lưu Walker (hình 3.7)

Hình 3.7 Hoàn lưu Walker với mưa nhiều ở Brasilia, châu Phi xích đạo và Indonesia (a) và dị thường nhiệt độ nước mặt biển ở xích đạo (b) theo Wyrtki [2]

Nguyên nhân hình thành và cơ chế hoạt động của hoàn lưu Walker liên quan mật thiết tới hiện tượng El-Nino và Dao động Nam (ENSO) Một đặc điểm cơ bản của dao động Nam là hiện tượng biến đổi áp suất ngược chiều nhau tại vùng biển Nam Thái bình dương và ấn độ dương: áp suất cao ở Thái bình dương thì áp suất thấp trên ấn độ dương từ châu Phi đến Australia Trên phạm vi từng đại dương có sự dao động hiệu nhiệt độ nước tầng mặt giữa hai bờ đông và tây Tại bờ đông Thái bình dương (gần Pêru) cũng như bờ tây ấn độ dương (Somalie, Mosambich) do tác

động của gió tạo nên các vùng hoạt động mạnh mẽ của nước trồi, nước từ các tầng sâu đi lên mặt biển làm hình thành một vùng rộng lớn dị thường âm của nhiệt độ nước bề mặt Trong kho đó tại vùng đảo và bán đảo Malaisia- Indonesia lại là vùng

bị đốt nóng mạnh làm cho nhiệt độ nước cao hơn hẳn so với các vùng đối diện của hai đại dương, đây là một bếp lò khổng lồ tạo nên dòng đi lên với các mây tích Cumulus khổng lồ

Trên vùng biển Đại tây dương cũng tồn tại hiện tượng tương tự, phía bờ đông nước lạnh do nước trồi Mauritanie- Giné và nước ấm tạ bờ tây với khu vực biển Caribê Như vậy hình thành một khu vực nhiệt ẩm đi lên tại bờ tây Đại Tây Dương

và một khu vực dòng đi lên tại lục địa châu Phi bị đốt nóng Những khu vực dòng đi xuống bao gồm các khu vực nước trồi đông Thái Bình Dương, Somalie và Mauritanie Sự liên kết giữa các trung tâm kể trên hình thành nên các xoáy Walker trên Thái Bình Dương , ấn Độ Dương, Châu Phi và Đại Tây Dương Các ổ xoáy này cũng quyết định cho hướng các dòng khí trên các vùng và trên các tầng khác nhau

Trên hình 3.8 đưa ra sơ đồ các ổ hoàn lưu kinh hướng và vĩ hướng trên khu vực đông nam á trong mùa đông cho thấy phạm vi hoạt động của các ổ đối lưu và

ảnh hưởng của nó đến các hiện tượng khí hậu, thời tiết khu vực

Hình 3.8 Các xoáy hoàn lưu vĩ mô mùa lạnh tại khu vực đông - nam á [9]

1- xoáy Hadley kinh tuyến; 2- xoáy Walker , vùng đánh dấu - Cao nguyên Tây tạng Những kết quả quan trắc cao không dọc theo khu vực xích đạo - nhiệt đới trong các chương trình nghiên cứu quốc tế cho thấy sự tồn tại và biến động của các ổ xoáy nêu trên cũng như cường độ của chúng phụ thuộc mạnh mẽ vào chu kỳ hoạt

động của hiện tượng El-Nino và Dao động nam

3.4 Các chu kỳ dao động trong hệ thống khí quyển - đại dương

3.4.1 Phản ứng của đại dương lên các tác động của khí quyển và dao động với chu kỳ nhỏ hơn 1 năm

Dựa vào phổ năng lượng các đặc trưng khí tượng, hải văn (hình 3.9 ) ta thấy rõ các chu kỳ dao động nhỏ hơn một năm có vai trò rất đáng kể

Sự chuyển đổi mùa do hiệu ứng nhiệt áp làm biến đổi hệ thống gió kéo theo

biến đổi hướng dòng chảy trên biển và đại dương, trong đó các hoàn lưu ven bờ chịu tác động mạnh mẽ liên quan tới hoạt động của nước trồi

Dòng chảy mạnh với vận tốc đạt tới giá trị 2-3 m/s, song song bờ Somalie và hướng về phía đông bắc trong mùa gió SW tạo nên hiện tượng nước trồi mạnh Chu

kỳ biến đổi của hiện tượng này còn phụ thuộc vào hiệu ứng cường hoá các dòng chảy bờ tây đại dương Ta có thể quan trắc được hiện tượng tương tự tại vùng biển nam Trung bộ tuy phạm vy và cường độ hoạt động cũng như mức độ ảnh hưởng nhỏ hơn

Việc tồn tại một lớp hoạt động trên mặt biển và đại dương với độ dày hàng trăm mét, kèm theo giá trị lớn của nhiệt dung nước đã gây nên hiện tượng chậm pha trong biến đổi nhiệt biển so với bức xạ mặt trời Như vậy trong khí quyến và đại dương đồng thời tồn tại các chu kỳ dao động khác nhau Sự xuất hiện các chu kỳ đó làm nẩy sinh các dao động chu kỳ phức tạp trong đó các chu kỳ 1 năm, nửa năm và 1/3 năm là đáng kể nhất

Hình 3.9 Phổ nhiệt độ nước mặt biển trạm Hòn Dấu [5]

Bên cạnh các hiệu ứng nhiệt - áp, vai trò của độ ẩm cũng rất quan trọng Độ

ẩm , một mặt, gây ảnh hưởng chủ yếu thông qua biến đổi năng lượng tia: nó làm cho bức xạ sóng ngắn bị suy giảm đáng kể, nhưng lại làm tăng bức xạ sóng dài đi xuống mặt biển - chúng làm các cán cân nhiệt biển bị biến đổi Mặt khác, khi cán cân nhiệt biến đổi, lượng nước bốc hơi từ mặt biển cũng biến đổi theo và dẫn đến biến

đổi lượng mây

Bằng các mô hình đơn giản, có thể tính được chu kỳ biến đổi của lượng mây và tương quan nhiệt - áp giữa mặt biển và đất liền Kết quả tính toán cho thấy chu kỳ

này vào khoảng 7-8 tháng, trong đó dị thường lượng mây thường xuất hiện trước dị thường nhiệt độ

Về phương diện lý thuyết, tất cả mọi dao động kể cả chu kỳ ngắn lẫn chu kỳ dài đều được giải thích theo hai hướng: dao động cưỡng bức và dao động tự do

Dao động cưỡng bức được hình thành do các tác động từ bên ngoài như các chu kỳ năm, chu kỳ ngày do bức xạ Dao động tự do, hay tự dao động liên quan tới các quá trình tương tác giữa các yếu tố khí tượng và hải dương và cấu trúc nội tại của vùng nghiên cứu, có thể kế đến đây quan hệ tương tác mây - nhiệt vừa đề cập trên đây Chu kỳ tương tự có thể liên hệ tới quá trình tương tác giữa hướng hoàn lưu khí quyển và dị thường nhiệt lượng trao đổi giữa đại dương và khí quyển

Tại vùng bắc Đại tây dương, dị thường dòng nhiệt biển - khí quyển xuất hiện khi trong khí quyển có dòng hoàn lưu tây, đưa không khí lạnh từ lục địa Bắc Mỹ ra biển Đồng thời trong dạng hoàn lưu tây, với sự tác động của hiệu ứng tà áp lại gây nên sự cường hoá của hoàn lưu giữa các đới Điều này lại làm cho hoàn lưu tây bị suy yếu kéo theo sự suy yếu của dị thường của dòng 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 dương - khí quyển - lục đại tồn tại các chu kỳ dao động gần 2 năm và từ 3 đến 8 năm

Chu kỳ gần hai năm được phát hiện lần đầu khi nghiên cứu dòng khí trên

thượng tầng khí quyển nhiệt đới Người ta nhận thấy rằng tại khu vực này, trong vòng một năm nếu có xu thế dòng tây áp đảo thì năm tiếp theo sẽ chuyển sang dòng

đông

Trên khu vực bắc Đại tây dương, dòng tây gây tác động tăng cường các quá trình theo kinh tuyến, trong đó có việc dịch chuyển vùng cao áp cận nhiệt đới Đại tây dương về phía đông - bắc, điều này về phần mình dẫn tới biến đổi tăng cường hoàn lưu nước Bắc Đại tây dương kéo theo sự gia tăng dòng nước ấm về phía đông bắc Gió tây làm nước trồi ven bờ tây Phi bị suy yếu, nhiệt độ nước tăng lên, từ đây gradient nhiệt độ xích đạo - cực bị biến đổi kéo theo biến đổi hoàn lưu kinh tuyến trong khí quyển Ngược lại, khi gió đông tăng thì dòng kinh tuyến yếu đi, nước trồi lại được tăng cường, hiệu nhiệt độ nước xích đạo - cực giảm gây nên biến đổi hoàn lưu khí quyển

Hiện tượng El-Nino ở khu vực ven bờ Chilê - Pêru cũng có chu kỳ hai năm ( theo Bierknes) Tín phong ở phía bờ đông Thái Bình dương tạo ra upwelling ven bờ

làm giảm nhiệt độ nước trong lớp mặt tại khu vực này Điều này làm kéo theo chênh lệch nhiệt độ giữa hai bờ đông và tây đại dương Chính chênh lệch này tạo nên hoàn lưu Walker trên mặt cắt khí quyển dọc xích đạo Tồn tại hoàn lưu Walker làm tăng cường tín phong vì chúng cùng hướng, một cách gián tiếp làm tăng cường upwelling ven bờ đông đại dương Như vậy, trong giai đoạn đầu tín phong tự tăng cường hoạt

động của mình Dần dần dải nước lạnh theo dòng chảy lan truyền khắp dải xích đạo

đạt tới bờ tây làm cho hiệu nhiệt độ nước tây - đông cũng giảm theo và đặc biệt làm giảm hiệu nhiệt độ xích đạo - cực Điều này về phần mình làm suy giảm tín phong cũng như hoàn lưu Walker và từ đây upwelling tại vùng bờ cũng giảm theo Kết quả của hiện tượng này dẫn đến hậu quả vùng nước lạnh bị thay thế bởi nước nóng hơn cùng với những hậu quả thời tiết khí hậu đặc biệt không những đối với vùng ven biển mà còn có quy mô tác động toàn cầu Dòng tín phong yếu cùng với upwelling

và tăng nhiệt độ nước làm cho hiệu nhiệt độ giữa xích đạo và cực tăng làm tăng cường lại tín phong và mọi chuyện lại bắt đầu theo chu kỳ mới Các hoàn lưu Walker cũng có sự biến động lớn, đặc biệt các vùng nước nóng với dòng khí đi lên,

sự dịch chuyển vị trí các vùng này kèm theo sự dịch chuyển tính chất thời tiết từ hạn hán sang mưa hoặc ngược lại

Bảng 3.2 Các đặc trưng vị trí địa lý khu vực xác định chỉ số NINO

Chỉ số El-Nino Giới hạn kinh tuyến Giới hạn vĩ tuyến

độ dương từ Châu Phi đến Ausralia lại có dị thường âm và ngược lại Thông thường chỉ số SOI được lấy theo hiệu áp suất giữa Darwin (10°S, 130°E) và Tahiti (18°S, 150°W) Các năm có giá trị chênh lệc lớn gồm: 1950,1952,1954-1955, 1957, 1959-

1960, 1961,1963-1964, 1965, 1967, 1969, 1972, 1974-1975, 1977, 1982-1983,

1987, 1989, 1991-1995 và 1997, trong đó vào các năm 1982-1983, hiệu áp suất cực

đại đạt tới giá trị 4 mb

Các chỉ tiêu về cường độ El - Ninođược lấy theo dị thường nhiệt độ nước tại 4 khu vực được thể hiện trong bảng 3.2

Trong giai đoạn 1982-1983 trung bình dị thường nhiệt độ tại hai vùng 1 và 2 lớn hơn 4°C, tại vùng 3: 3°C và vùng 4 : 1°C

Trong số các chu kỳ nhiều năm, chu kỳ từ 4 đến 7 năm được phát hiện và

nghiên cứu nhiều nhất như một chu kỳ tự dao động trong hệ thống đại dương và khí quyển, song hiện nay ý nghĩa vật lý của dao động này vẫn chưa được làm sáng tỏ

Có nhiều ý kiến khác nhau về chu kỳ dao động này, song mọi người đều nhất trí với một số nhân tố quan trọng sau đây:

(i) Dao động xuất hiện trên nền khung dao động là hoàn lưu đại dương,

(ii) Khung dao động này có bộ phận điều chỉnh thông qua quan hệ nghịch lên gió và phụ thuộc vào gradient nhiệt,

(iii) Hệ thống dao động hoạt động do lực tuần hoàn bên ngoài đó là chu kỳ năm của bức xạ mặt trời,

(iv) Hệ dao động này có tính phi tuyến, nên có thể có các tần số và biên độ khác với các lực tác động

Tuy nhiên, điều kiện tiên quyết là các dị thường nhiệt biển phải tồn tại tương

đối lâu, tối thiểu cũng từ 2 - 3 tháng trở lên

Có thể đưa ra ví dụ sau

Sự gia tăng hoàn lưu kinh tuyến làm giảm tín phong và gây nên quá trình quay nhanh của vòng hoàn lưu nước bắc Đại Tây dương Sự quay vòng nhanh làm cho thời gian nước lưu lại trên các vùng biển nóng (lò nhiệt) giảm và khi chúng đạt tới vùng Gulf Stream trở nên không đủ nóng Trong trường hợp này hiệu nhiệt độ giữa 2

bờ đông- tây giảm và hoàn lưu cũng giảm, gió yếu đi kéo theo hoàn lưu nước cũng giảm, thời gian nước lưu lại tại vùng lò nhiệt được tăng lên Nước khi đạt tới vùng Gulf Stream trở nên nóng hơn làm tăng dị thường nhiệt và gradient đông - tây, điều này dẫn tới tăng hờn lưu kinh tuyến và bắt đầu chu kỳ mới Chu kỳ của vòng quay này trong khoảng từ 3 đến 5 năm

Trên các hình 3.10 đưa ra sơ đồ hoạt động của máy nhiệt hệ thống hoàn lưu bắc Đại Tây Dương theo Suleikin Theo sơ đồ này đây là một quá trình tự dao động

)(

0

Q Q

m dt

dI

ư

ư

=

được mô tả bằng hai phương trình đối với lượng băng ở Bắc Băng Dương (I) và trữ lượng nhiệt của dòng chảy ấm bắc Đại Tây Dưong (Q)

Theo đánh giá của nhiều tác giả thì chu kỳ này được tính theo công thức:

Cũng có một số người cho rằng hiện tượng dao động này xẩy ra nhanh hơn với chu kỳ 9,6 tháng Dao động nhiều năm là kết quả giao thoa của dao động này với dao động năm Với dao động chu kỳ năm, tần số là 0,083 1/tháng, chu kỳ 9,6 tháng

có tần số là 0,105 1/tháng Tương tác phi tuyến dẫn tới giao thoa tạo nên dao động

có tần số nhỏ hơn bằng hiệu giữa hai tần số nêu trên Kết quả thu được tần số 0,022 1/ tháng hay tương ứng chu kỳ 3,7 năm