Nhập môn hoàn lưu khí quyển - ( ĐH Quốc Gia HN ) - Chương 9 pptx

Các trường đã được đưa ra từ tập phân tích của Trung tâm dự báo thời tiết hạn vừa Châu Âu ECMWF biểu diễn mô hình synôp của dòng khí trong cùng thời gian phân tích vμo mùa đông, nhưng tạ

s-1

ở tầng đối lưu đến 2 x 10-2

s-1

trong phần dưới tầng bình lưu ở phần trên tầng bình lưu, từ độ cao 30km đến khoảng 50km, nhiệt độ tăng theo chiều cao Vùng chuyển tiếp sang các điều kiện tầng kết ổn

định được gọi lμ đỉnh tầng đối lưu, vùng nμy biểu hiện rõ ở các miền nhiệt đới vμ ôn

đới Nó tăng dần theo các vĩ độ cực đặc biệt lμ vμo mùa đông khi ở đó không có mặt trời chiếu sáng Phân tầng tại đỉnh tầng đối lưu tăng đột ngột có nghĩa lμ tầng bình lưu sẽ có cơ chế động lực khác xa so với tầng đối lưu Bất ổn định tμ áp gần như bị triệt tiêu vμ các nhiễu động chủ yếu bị chặn ở mực dưới Tầng kết đóng vai trò như một máy lọc, loại bỏ những nhiễu động quy mô nhỏ vμ chỉ cho phép những sóng dμi nhất truyền qua tầng đối lưu đến các độ cao lớn hơn trong tầng bình lưu Do đó, các nhiễu động có bước sóng ngắn hơn sẽ bị giữ lại trong tầng đối lưu, ở đó nó đóng vai trò như một sóng dẫn, biên trên của nó sẽ lμ đỉnh tầng đối lưu

Chương 9 sẽ minh hoạ quá trình chọn lọc nμy Các trường đã được đưa ra từ tập phân tích của Trung tâm dự báo thời tiết hạn vừa Châu Âu (ECMWF) biểu diễn mô hình synôp của dòng khí trong cùng thời gian phân tích vμo mùa đông, nhưng tại các mực khác nhau trong phạm vi từ phần trên tầng đối lưu đến phần giữa tầng bình lưu Tại mực 300hPa, có thể thấy nhiều rãnh sâu liên quan với hệ thống áp thấp mặt đất cũng như áp cao phía tây Ireland vμ một số nhiễu động khác Tại các mực cao hơn có thể thấy ở gần mực 30hPa (khoảng 24km trên mặt đất) có thể nhìn thấy rõ một xoáy nghiêng từ cực về phía Bắc Âu vμ một xoáy nghịch yếu trên vùng bắc Thái Bình Dương Kết quả phân tích Fourier trường hμm dòng tại các mực cao hơn cho thấy dòng

vĩ hướng bao gồm các sóng với số sóng từ một đến ba

Vμo mùa hè, tình hình tương tự nhưng phức tạp hơn có thể thấy như các nhiễu

động sóng Phân bố hμm dòng ngμy 22 tháng 7 năm 1986 được biểu diễn trên Hình 9.2 Tại mực 300hPa, đới gió tây ôn đới rất ít bị nhiễu động, các hệ thống tức thời với biên độ lớn rõ trên cả hai đại dương Tại mực 100hPa, xoáy thuận gần như bị triệt tiêu, chỉ còn lại rất mờ trên Bắc Mỹ Thay vμo đó, trường dòng tại mực nμy thống trị bởi xoáy nghịch trên vùng Trung Đông vμ Trung á liên quan với gió mùa Châu á Đặc

điểm của các xoáy nghịch nμy trở nên rõ nét hơn tại mực 50hPa, trong khi đó tại mực

30hPa một xoáy nghịch đối xứng trục lại có tâm ở cực bắc vμ bao phủ toμn bộ bán cầu mùa hè

Hình 9.1 Phân bố hàm dòng ngày 22/ 01/1987 tại các mực khác nhau trên Bắc Bán Cầu (a) 300hPa

(khoảng 9km); (b) 100hPa (khoảng 17km); (c) 30hPa (khoảng 26km) và (d) 10hPa (khoảng 34km)

Khoảng giữa đường đẳng trị là 10 7 m 2 s -1

Lý thuyết trình bμy trong mục 6.4 cho ta một giải thích đúng đắn về sự biến đổi

đặc trưng của các dòng trên cao chỉ ra trên Hình 9.1, vμ ta sẽ áp dụng lý thuyết nμy cho tầng bình lưu trong mục 9.2 Nhưng trước tiên cần áp dụng để giải thích cho dòng trung bình vĩ hướng trong tầng bình lưu Dòng nμy chủ yếu bị chi phối bởi hoạt động bức xạ, nhưng bị biến đổi mạnh bởi sự truyền nhiệt động lực với có một chu kỳ mùa

đặc trưng

Hình 9.2 Tương tự Hình 9.1 nhưng là phân bố hàm dòng ngày 22/07/1986 (a) mực 300hPa; (b) mực

100hPa; (c) mực 30hPa và (d) mực 10hPa Khoảng giữa đường đẳng trị là 5 x 10 6 m 2 s -1 (Cần lưu ý phải

chuyển 10kPa sang 100hPa tức là sang mb, ví dụ 10kPa=100hPa)

Khí quyển hấp thụ khoảng 1% bức xạ mặt trời tới khí quyển, phần lớn lμ bức xạ cực tím Nhưng do mật độ không khí ở đây rất nhỏ nên kết quả lμ tốc độ đốt nóng trở nên đáng kể Hình 9.3 biểu diễn dòng bức xạ mặt trời trung bình ngμy tới đỉnh khí quyển như hμm của vĩ độ vμ thời gian trong năm Độ nắng cực đại xuất hiện vμo ngμy hạ chí Gần ngμy đông chí, ở các đỉnh cực sẽ hoμn toμn không được chiếu sáng Tầng khí quyển hấp thụ bức xạ cực tím mạnh nhất vμ quan trọng nhất lμ tầng ôzon, ôzon lμ phân tử được liên kết bởi ba nguyên tử ôxy Ôzon có áp suất riêng cực đại tại mực khoảng 25km vμ tỷ số hỗn hợp cực đại tại mực 50km Tầng ôzon đạt được hiệu ứng lớn nhất trong việc hấp thụ bức xạ tia cực tím vơi bước sóng nhỏ hơn 300nm Do đó, tốc độ

đốt nóng cực đại, lên tới 12K/ngμy, xuất hiện ở đỉnh tầng ôzon tại mực khoảng 50 km

Đây chính lμ mô hình của sự đốt nóng xác định rõ rμng profile nhiệt độ tuyến tính thẳng đứng của khí quyển với tầng kết ổn định từ đỉnh tầng đối lưu đến tầng bình

lưu, khoảng 60km, vμ tầng kết ổn định nhỏ hơn trong tầng trung quyển Sự tăng nhanh của gradien nhiệt độ khí quyển có liên quan với quá trình đốt nóng nμy, cho

đến khi quá trình lμm lạnh do phát xạ sóng dμi đủ lớn để cân bằng với quá trình đốt nóng Quá trình lμm lạnh chủ yếu lμ do dyoxit cacbon (CO2), tuy hơi nước vμ ôzon cũng phát ra dải tia hồng ngoại góp phần lớn vμo quá trình lμm lạnh Hình 9.4 biểu diễn tốc

độ đốt nóng do tầng ôzon hấp thụ bức xạ mặt trời, vμ tốc độ đốt nóng thuần do tất cả các quá trình bức xạ

Hình 9.3 Dòng trung bình ngày của bức xạ mặt trời tại giới hạn trên của khí quyển là hàm của vĩ độ

và thời gian trong năm Khoảng giữa các đường đẳng trị là 50Wm -2 Vùng đậm biểu diễn khu vực mùa

đông cực

Tại các điểm chí, ta có thể dự báo sự đốt nóng theo mô hình từ sự phân bố của bức xạ mặt trời, với quá trình đốt nóng trên toμn bán cầu mùa hè vμ lμm lạnh cực đại vμo mùa đông tại các vĩ độ cao Tại các điểm phân, các mô hình đối xứng trục rõ rệt quanh xích đạo, với đốt nóng ở miền nhiệt đới vμ lμm lạnh ở các vĩ độ cao ở cả hai bán cầu

Hình 9.4 Mặt cắt thẳng đứng biểu diễn tốc độ đốt nóng ở tầng bình lưu: (a) đốt nóng do ôzon ngày

21/12; (b) đốt nóng do ôzon ngày 21/03

Hình 9.4 (tiếp) (c) Đốt nóng thuần bao gồm cả làm lạnh do phát xạ sóng dài, tháng giêng; (d) Đốt

nóng thuần, tháng 3 Khoảng giữa đường đẳng trị 1K/ngày Trong hình (a) và (b) vùng tô đậm chỉ các

đại lượng vượt quá 8K/ngày, trong (c) và (d) vùng tô đậm chỉ đốt nóng thuần (Theo Gille &

vĩ độ vμ mùa Ngược lại, khí quyển đồng nhất đo bằng cách nμy có độ dầy lμ 8km Tình hình phức tạp hơn do ôzon lμ yếu tố có sự biến đổi lớn Các nhân tố ảnh hưởng đến mật độ của nó sẽ được thảo luận chi tiết hơn trong mục 9.3

Vμo mùa đông, tốc độ đốt nóng tại các vĩ độ cao bằng không khi ở đó không được mặt trời chiếu sáng Tốc độ đốt nóng tăng lên tại các vĩ độ nhiệt đới Kết quả lμ xuất hiện gradien nhiệt độ rất lớn gần vùng cực tại 660

vĩ, vμ ở đây nhiệt độ rất thấp Trong cân bằng gió nhiệt với gradien nhiệt độ nμy, tại các vĩ độ cao gió vĩ hướng sẽ tăng theo chiều cao vμ có cường độ khá mạnh vượt quá 50hPa Dòng xiết vĩ độ cao hoặc dòng xiết

“đêm vùng cực” nhìn chung nằm khá xa so với trục đối xứng ít nhất ở Bắc Bán Cầu như đã chỉ ra trên Hình 9.1, nó bị biến dạng vμ di chuyển ra khỏi vùng cực

Hình 9.5 Mặt cắt thẳng đứng biểu diễn gió vĩ hướng tính trung bình theo vĩ tuyến  u ở tầng bình lưu, dựa theo số liệu khí hậu của Fleming & cộng sự (1990): (a) tháng giêng; (b) tháng 7 Khoảng giữa

đường đẳng trị là 10ms -1 , vùng đậm là gió đông Hình vẽ này và các hình vẽ khác tương tự, tọa độ

thẳng đứng là 1000log(p/p R ) Cần lưu ý rằng các khoảng chia được lấy là 14,7km

Hình 9.5 biểu diễn mặt cắt thẳng đứng theo chiều cao–vĩ độ của gió vĩ hướng trung bình vĩ hướng trong tầng bình lưu ở bán cầu mùa hè, dòng xiết hướng tây tầng

đối lưu biến mất rất nhanh trong phần dưới tầng bình vμ hệ thống gió phần lớn có hướng đông Trong bán cầu mùa đông, dòng xiết hướng tây tầng đối lưu luôn bị suy yếu ở phía trên đỉnh tầng đối lưu, trong khi đó, dòng xiết “đêm vùng cực” lại tăng cường rất nhanh, đạt được giá trị khoảng 60m/s tại đỉnh tầng bình lưu Các trường gió

ở miền nhiệt đới khó đánh giá hơn Không thể suy luận gió nμy từ cân bằng gió nhiệt

vμ việc đo trực tiếp trường gió của tầng bình lưu lμ rất khó khăn vì tầng mây thông thường nằm trên độ cao lớn nhất của thám sát cao không

Mặc dù ta đã thảo luận về đặc trưng cơ bản của nhiệt độ trung bình vĩ hướng vμ trường gió tầng bình lưu trong các thμnh phần phân bố nhiệt độ theo cân bằng bức xạ Cần nhận thấy rằng, một số đặc điểm của tầng bình lưu rất khác so với trạng thái cân bằng bức xạ Hình 9.6 biểu diễn kết quả tính trường nhiệt độ tầng bình lưu xác định bằng cân bằng bức xạ Kết quả nμy thu được bằng cách tích phân mô hình bao gồm chu kỳ mùa của bức xạ mặt trời nhưng bỏ qua sự truyền nhiệt động lực, so sánh với kết quả quan trắc Cực theo số liệu quan trắc nóng hơn đáng kể so với cực tính theo cân bằng bức xạ, như vậy lμ hoμn lưu khí quyển truyền nhiệt đến các vùng vĩ độ cao

Đáng chú ý hơn, các thám sát cho thấy một nhiệt độ cực đại địa phương ở miền ôn đới, với một xích đạo lạnh vμ một cực đại nhiệt độ gần 500

N Cùng với sự đảo ngược của gradien nhiệt độ thông thường lμ sự thích ứng với độ đứt gió đông phía trên dòng xiết tầng đối lưu, do đó, đối với dòng xiết đặc trưng cực đại ở gần đỉnh tầng đối lưu Sự tồn tại của xích đạo lạnh tầng bình lưu thể hiện rõ nét hơn đối với một vòng hoμn lưu rất mạnh vận chuyển nhiệt hướng cực

Lý thuyết "Charney-Drazin" giới thiệu trong mục 6.4 dự báo ảnh hưởng lạnh của tầng bình lưu đã quan trắc được đối với các xoáy Ta đã thấy trong đới gió tây, chỉ có các sóng dμi Rossby có thể truyền theo phương thẳng đứng Các sóng có bước sóng ngắn hơn lμ rất mờ vμ sẽ bị suy yếu nhanh chóng vμ biến mất theo độ cao Đới gió tây cμng mạnh thì bước sóng lan truyền theo theo chiều thẳng đứng của sóng Rossby cμng dμi Đới gió tây mạnh vμ dòng xiết ban đêm vùng cực cản trở sự lan truyền lên cao của các nhiễu động có bước sóng nhỏ hơn Các nhiễu động nμy suy yếu nhanh ở phía trên của đỉnh tầng đối lưu Tại các mực cao nhất, chỉ tồn tại các sóng với số sóng 1, 2 vμ 3 với biên độ đáng kể Liệu rằng biên độ của các sóng dμi nμy có tăng theo chiều cao hay không Kết quả nμy có liên quan với hiệu ứng mật độ trong lý thuyết Charney-Drazin

Hình 9.6 So sánh nhiệt độ tầng bình lưu bằng cân bằng bức xạ với nhiệt độ tầng bình lưu tính trung

bình theo vĩ tuyến quan trắc được đối với tháng 7: (a) cân bằng bức xạ, theo K P Shine và dựa trên những tính toán mở rộng của Shine (1987); (b) quan trắc từ số liệu khí hậu của Fleming và cộng sự

(1990) Khoảng giữa đường đẳng trị 10K, vùng đậm chỉ nhiệt độ nhỏ hơn –60 o C

Vμo giữa mùa hè, sự chiếu sáng của mặt trời ở vùng cực đạt cực đại Góc thấp của mặt trời tương ứng được bù lại nhiều hơn bởi ngμy dμi ở các vĩ độ cao Trong tầng đối lưu, quá trình tán xạ vμ hấp thụ bức xạ mặt trời dọc theo tia bức xạ đi qua khí quyển trên quãng đường dμi do đó độ nắng thậm chí lớn hơn ở mùa hè nhiệt đới Tuy nhiên trong tầng bình lưu, sự khuếch tán vμ hấp thụ bức xạ mặt trời lại ít quan trọng Cực

đại nhiệt độ đạt được ở mùa hè, gradien nhiệt độ hướng cực lμ đặc trưng của tầng bình lưu trong mùa hè Cân bằng gió nhiệt tương ứng với độ đứt gió đông trong tầng bình lưu, thật vậy, tại mực khoảng 50hPa, đới gió đông thiết lập trong suốt bán cầu mùa

hè

Các dòng chuyển tiếp giữa mùa đông vμ mùa hè rất đáng quan tâm Sự chuyển tiếp trong mùa thu rất nhịp nhμng vμ phối hợp pha với quy mô thời gian của bức xạ (khoảng 5-20 ngμy, tùy thuộc vμo độ cao) Khi đốt nóng bức xạ mặt trời bị suy yếu tại cực lân cận các điểm phân thì bắt đầu quá trình vμ bắt đầu hình thμnh xoáy thuận nhỏ trên vùng cực Đới gió tây đặc trưng cho mùa hè vẫn ổn định ở miền ôn đới Xoáy vùng cực tăng cường vμ mở rộng cho đến khi dòng xiết ban đêm vùng cực bị nhiễu

động mạnh được hình thμnh, trong khi đó đới gió đông rút lui về phía miền nhiệt đới

Sự chuyển tiếp thường kết thúc vμo cuối tháng 11 Sự chuyển biến mùa xuân có phần

đột ngột hơn Đôi khi chỉ với quy mô một vμi ngμy, đới gió tây nhanh chóng bị suy yếu Hoμn lưu xoáy nghịch lμm suy yếu xoáy vùng cực vμ thay thế chúng Cùng lúc đó, nhiệt độ tăng nhanh trên các vùng cực “Sự nóng lên đột ngột ở tầng bình lưu” đó lμ các hiện tượng synôp đột ngột nhất ở phần giữa của khí quyển Sự biến đổi đột ngột của hoμn lưu lμ nguyên nhân của hệ thống gió đông trong mùa hè Khi quá trình đốt nóng xảy ra muộn trong mùa đông thì nó có thể đánh dấu sự suy yếu cuối cùng của hoμn lưu mùa đông Đới gió đông tồn tại cho đến mùa thu tiếp theo Nhưng nếu trong mùa đông, đốt nóng đến sớm hơn hoặc yếu hơn, thì đới gió sẽ tiến dần tới dòng khí mùa đông bình thường, tương ứng với quy mô thời gian bức xạ

Hình 9.7 biểu diễn kết quả điển hình của quá trình đốt nóng ở tầng bình lưu Mặc

dù sự biến đổi của gió rất đột ngột nhưng các xoáy nghịch vẫn hình thμnh bên ngoμi xoáy vùng cực một thời gian trước khi có quá trình đốt nóng

Sự biến đổi đột ngột trong qúa trình đốt nóng, xảy ra trong quy mô thời gian chỉ vμi ngμy cho thấy nguồn gốc động lực đối với hiện tượng nμy Sự lan truyền của các nhiễu động từ các mực thấp hơn dường như có vμ có mối liên quan giữa sự đốt nóng vμ các dị thường dương như quá trình ngăn chặn trong tầng đối lưu Sự chuyển biến trong tầng bình lưu của Nam Bán Cầu ít đột ngột hơn còn dòng xiết ban đêm ở vùng cực ít bị nhiễu động hơn Điều nμy có thể phản ánh các sóng dμi dừng yếu hơn trong tầng đối lưu của Nam Bán Cầu Trạng thái ít nhiễu động của xoáy nam cực có vai trò rất quan trọng trọng sự hình thμnh lỗ thủng tầng ôzon rất lớn phát hiện được trong những năm gần đây trên Nam Cực Sự suy yếu của các nhiễu động lμm cho không khí

bị chặn trong xoáy vùng cực trong thời gian dμi vμ do đó các phản ứng phá vỡ cấu trúc phân tử có đủ thời gian xảy ra

Hình 9.7 Kết quả các trường synôp tại mực 10hPa trong thời kỳ có hiện tượng nóng lên của tầng bình

lưu Đường liền chỉ độ cao địa thế vị, khoảng giữa đường đẳng trị là 500m, vùng đậm chỉ những giá trị lớn hơn 31km Đường đứt chỉ nhiệt độ, khoảng giữa đường đẳng trị là 5K, với đại lượng giữa 210K

và 220K được tô đậm Đường vĩ tuyến bên ngoài tại 30 o N (a) ngày 23/12/1981; (b) 26/12/1981

Hình 9.7 (tiếp) (c) ngày 29/12/1981; (d) 02/01/1981 (Theo A.O’neill)

Lý thuyết về sự lan truyền sóng Rossby theo phương thẳng đứng trong Chương 6 trong việc giải thích các kết quả thám sát nói tới trong phần nμy Đồng thời, các xoáy trong tầng bình lưu vμo mùa đông tạo ra thông lượng nhiệt vμ động lượng rất lớn lμm biến đổi trạng thái trung bình vĩ hướng Như các kết quả nghiên cứu trình bμy trong mục 6.4 cho thấy sự lan truyền của sóng vμ tương tác của chúng với các dòng trung bình lμ các vấn đề có liên quan với nhau Ta sẽ trở lại thảo luận vấn đề nμy trong mục tiếp theo

9.2 Sự lan truyền sóng vμ tương tác của dòng

trung bình

Các điều kiện cần để sự lan truyển theo phương thẳng đứng của sóng Rossby lμ nguyên nhân của sự vắng mặt của các sóng trong tầng bình lưu vμo mùa hè vμ các nhiễu động sóng dμi của dòng xiết ban đêm vùng cực quan trắc thấy trong mùa đông Hình 6.19 cho ta thấy sóng Rossby sẽ suy yếu theo phương thẳng đứng nếu gió vĩ hướng lμ gió đông Do đó, ta có thể thấy dòng trung bình trong tầng bình lưu vμo mùa

hè phần lớn lμ không nhiễu động do sự lan truyền sóng Hơn nữa, các dòng nμy có tính

đối xứng trục rất cao Điều bất ngờ nhất lμ nó không bị nhiễu động mạnh bởi các xoáy tức thời Lý thuyết mục 6.4 có thể thay đổi một cách dễ dμng để áp dụng cho trường hợp lan truyền sóng với tốc độ pha lμ c Kết quả nhận được dễ dμng bằng cách thay thế

U bằng U- c trong phương trình (6.43) Tốc độ pha của sóng Rossby trong tầng bình lưu nhìn chung lμ nhỏ hơn so với tốc độ gío trong đới gió đông tầng bình lưu trong mùa

hè Có khả năng nó lan truyền trong đới gió tây, tương tự như trong tầng bình lưu

mùa đông có thể xảy ra trong đới gió tây Các sóng dμi nhất có thể lan truyền nhanh

nhất, trong khi đó các sóng ngắn hơn dễ bị mờ nhạt Hiệu ứng lọc của tầng bình lưu ổn

định trong đới gió tây được minh hoạ trên Hình 9.1, được giải thích một cách dễ dμng

Tất nhiên, lý thuyết từ mục 6.4 có sự lý tưởng hoá rất cao, vμ sự giả thiết hằng số N vμ

U rất gần với sự thực Công thức Eliasen-Palm cho ta một cách mở rộng lý thuyết cho

các điều kiện tổng quát hơn Trong phần nμy, ta sẽ tập trung chú ý vμo tình hình mùa

đông để đánh giá các tính chất của các khả năng vận chuyển của các sóng hμnh tinh

tầng bình lưu

Dòng nhiệt được vận chuyển bởi sự lan truyền thẳng đứng của sóng Rossby được

đưa vμo phương trình (6.53) đối với hình thể đơn giản nhất của sự lan truyền thẳng

đứng trong một vùng gió vĩ hướng đồng nhất Ngoμi dòng nhiệt được vận chuyển trực

tiếp bởi các xoáy còn có sự vận chuyển nhiệt bởi xoáy gián tiếp bởi ảnh hưởng của xoáy

đối với hoμn lưu trung bình kinh hướng Tính chung hiệu ứng nμy xác định toμn bộ

lượng nhiệt được các xoáy vận chuyển Các ý tưởng tương tự cần được thảo luận về sự

vận chuyển của một số yếu tố như ôzon bởi hoμn lưu tầng bình lưu trong mùa đông,

vấn đề nμy sẽ được đề cập lại trong mục tiếp theo Xoáy vμ các thμnh phần kinh hướng

của dòng nhiệt có xu hướng bị triệt tiêu, kết quả của quá trình đã được trình bμy trong

mục 4.4 Trong đó chúng tôi đã chỉ ra rằng cực đại của dòng nhiệt xoáy hướng cực ở

miền ôn đới sẽ tạo nên hoμn lưu nhiệt trung bình kinh hướng gián tiếp Hoμn lưu kinh

hướng nμy có xu thế vận chuyển nhiệt đi xuống vμ về phía xích đạo, trong khi đó dòng

nhiệt trực tiếp do các xoáy lại có hướng ngược lại Để có được một lập luận chặt chẽ

hơn, ta sẽ quay trở lại các phân tích trong mục 4.4, ở đây ta dùng độ cao giả z’ lμm toạ

độ thẳng đứng do vấn đề có liên quan với tầng bình lưu

Các phương trình trung bình Eulerian trong các toạ độ Đềcác địa phương được cho

ra trong các phương trình (4.27) vμ (4.28) cùng với phương trình gió nhiệt (4.29) Thay

độ cao giả z’ vμo ta có thể viết lại như sau

     * *  1

F v u y v

f t

N t

uf

1 y

v

R R

*

R R

r

vz

1v

*

*

r

vyw

Phần gió kinh hướng dư vẫn thoả mãn phương trình liên tục cho nên nó xác định

một hoμn lưu kinh hướng dư Thay vμo các phương trình nhiệt động lực vμ phương

Lưu ý rằng, số hạng xoáy chỉ xuất hiện rõ rμng trong phương trình động lượng, trong

đó các kết quả tổ hợp của dòng nhiệt vμ dòng động lượng được chứa trong số hạng 

F Phương trình nhiệt động lực cho thấy rằng trong các dòng dừng, hoμn lưu kinh

hướng dư hoμn toμn phù hợp với gradien của quá trình đốt nóng Hoμn lưu trung bình

Eulerian phát sinh bởi dòng nhiệt hướng cực đã được loại bỏ khỏi các hoμn lưu dư

bằng cách biến đổi các phương trình (9.5a,b)

Xét các điều kiện dừng, dòng không ma sát vμ đoạn nhiệt, các phương trình TEM

cho ta một kết quả quan trọng, gọi lμ định lý Eliassen-Palm Xét trường hợp đặc biệt,

dòng dừng, không ma sát vμ đoạn nhiệt Khi đó các phương trình TEM có dạng sau

 v 1 Ff

R r

Phương trình trên không cho thấy dòng xoáy bằng 0 Nó chỉ cho thấy sự biến đổi của

[v**] theo phương thẳng đứng vμ của [u*v*] theo phương ngang sao cho dòng

Eliassen-Palm có độ phân kỳ bằng không Đó lμ trường hợp sóng Rossby lan truyền theo

phương thẳng đứng đã được thảo luận trong Chương 6 Ta đã biết rằng dòng nhiệt

hướng cực liên quan với sóng nμy rất đáng kể Tuy nhiên, sự biến đổi của nó theo

v*

] = 0 ý nghĩa vật lý của phương trình nμy lμ mặc dù có mối liên quan giữa dòng nhiệt hướng cực vμ sóng Rossby nhưng

nó vẫn cân bằng với dòng nhiệt hướng về xích đạo được vận chuyển bởi hoμn lưu trung

bình Eulerian đã phát sinh

Ta đã sẽ xét các hình thế khác trong đó lý thuyết Eliassen-Palm không đúng Thông lượng nhiệt với một mode Eady phát triển, đã được nhắc đến trong mục 5.4 không thoả mãn được 0.F  , thậm chí với mô hình xoáy lμ đoạn nhiệt vμ không ma sát Thực vậy, có sự phân kỳ không xác định của F

trong một lớp mỏng gần biên dưới,

vμ tương ứng lμ sự hội tụ ở gần biên trên Nguyên nhân lμ sóng Eady có biên độ theo quy luật luỹ thừa, nên chúng không liên quan với dòng dừng Mặc dù hoμn lưu kinh hướng phát sinh cân bằng với dòng nhiệt hướng cực truyền đi bởi mode Eady nhưng chúng vẫn không hoμn toμn bù đắp đủ cho nó, cho nên vẫn có sự vận chuyển nhiệt về phía cực Trong hoμn lưu toμn cầu tầng đối lưu ta cũng áp dụng việc xem xét tương tự Vòng hoμn lưu Ferrel lμ sự truyền nhiệt gián tiếp vμ cũng có xu hướng vận chuyển nhiệt về phía xích đạo Nhưng các dòng rất bất ổn định chịu tác động của lực ma sát gần bề mặt Do đó dòng nhiệt hướng cực lμ do các xoáy trong tầng đối lưu ở miền ôn

đới

Lập luận của ta quá xa so với các lý thuyết tuyến tính về sự lan truyền sóng Rossby theo phương thẳng đứng Bản chất của sóng Rossby lμ sự dịch chuyển nhỏ theo kinh hướng của phần tử khí Phần tử khí bảo tồn xoáy thế của khi nó di chuyển vμo vùng mμ ở đó xoáy thể ở biên lμ khác nhau Sự phát sinh các hoμn lưu có xu hướng quay trở lại sóng Rossby về vĩ độ ban đầu của nó, bản sao xu hướng hồi phục sinh ra trong chuyển động sóng Lưu ý rằng sự dịch chuyển nμy lμ hoμn toμn thuận nghịch Tuy nhiên, khi sóng Rossby lan truyền lên cao hơn thì biên độ của nó có thể thay

đổi vμ có thể dẫn tới sự biến dạng không thuận nghịch đối với đường đẳng trị xoáy thế hoặc “phá vỡ” nó ít nhất có hai cơ chế phá vỡ

Cơ chế thứ nhất hoạt động thậm chí khi [u] bằng hằng số; theo phương trình (6.45) biên độ tăng theo hμm mũ theo độ cao khi sóng lan truyền đến các mực mμ ở đó

có mật độ nhỏ hơn Mật độ hoạt động của sóng được bảo toμn khi sóng lan truyền đến các mực cao hơn, nhưng sự dịch chuyển trung bình của phần tử khí tăng Điều đó có nghĩa lμ trên mực nhất định, giả thiết tuyến tính không thoả mãn Đặc biệt, điều đó

sẽ xẩy ra khi sự dịch kinh hướng của phần tử khí trở nên tương đương với bước sóng Trong hình thế đó, các đường đẳng trị xoáy thế bị biến dạng mạnh, vμ xoáy thế bị kéo thμnh các dải dμi Các dải dμi đó lμ bất ổn định chính áp vμ có thể bị chia thμnh các xoáy riêng biệt Sự bất ổn định có nghĩa lμ sự biến dạng của các đường đẳng trị xoáy thế nhanh chóng trở nên không thuận nghịch Các quá trình trên tan có thể hoạt động

đối với các nhiễu động quy mô nhỏ vμ san bằng các trường xoáy thế Những quá trình

đó không dễ dμng mô tả bằng các mô hình giải tích vμ sự giảm nhanh của quy mô lμm cho chúng rất khó được đưa vμo biểu diễn trong mô hình số Kết quả các chi tiết của các quá trình bão hoμ không được hiểu đầy đủ Tuy nhiên, hiệu ứng trên sẽ xáo trộn xoáy thế trong toμn bộ vùng có sóng Rossby bão hoμ sinh ra một vùng rộng mμ ở miền

ôn đới nơi gradien xoáy thế lμ nhỏ

Cơ chế gián đoạn thứ hai có thể liên quan tới lan truyền kinh hướng hoặc lan truyền thẳng đứng, vμ xảy ra khi gió vĩ hướng biến đổi theo độ cao Đặc biệt, nếu [u]

đổi dấu thì một đường tới hạn, như đã nói tới trong Chương 6, sẽ liên quan với vị trí của các điểm, tại đó [u] = 0 Khi sóng Rossby tiệm cận với một đường tới hạn thì biên

độ của sóng tăng theo chiều cao vμ vận tốc nhóm sẽ giảm Các giả thiết về độ tuyến tính sẽ không được thỏa mãn vμ sự phân chia không thuận nghịch vμ sự xáo trộn của trường xoáy thế sẽ xuất hiện; sóng Rossby sẽ bị gián đoạn theo cách như khi biên độ tăng khi có sự giảm của mật độ

Có sự tương tự giữa sự bão hoμ vμ sự tiêu tán của các sóng Rossby lan truyền theo phương thẳng đứng vμ tác động nổi bật của sóng trọng trường bề mặt trong vùng nước sâu khi chúng tiến đến sát bờ biển thoải dốc Khi sóng lan truyền vμo vùng nước nông thì chúng trở nên nghiêng hơn Cuối cùng sóng trở nên biến dạng mạnh vμ tan biến

Điều đó có nghĩa lμ sự thay thế độ sâu của lớp nước có liên quan với chuyển động của sóng trở nên không thuận nghịch, vμ xảy ra quá trình thu hẹp của quy mô chuyển

động Sự tương tự nμy lμ cơ sở để nhiều tác giả giải thích sự gián đoạn của sóng Rossby trên quy mô hμnh tinh ở phần giữa tầng bình lưu, vμ xét đến các vùng có gradien xoáy thế nhỏ như "vùng trμn bình lưu."

Trên Hình 9.8 lμ bản đồ phân bố xoáy thế Ertel (xem phương trình (1.79)) trên bề mặt có nhiệt độ thế vị lμ 850K trong mùa đông Bắc Bán Cầu Xoáy bị hạn chế bởi dòng xiết trên cao cho đến khi trường xoáy thế đạt cực đại, bị biến dạng bởi sự lan truyền theo phương thẳng đứng của các sóng Rossby phần lớn có số sóng 1 hoặc 2 Trên Thái Bình Dương, một dải dμi có xoáy thế cao bị tách khỏi xoáy chính, vμ bị cuốn vμo vòng xoáy chôn ốc Vùng rộng có gradien xoáy thế nhỏ, khác thường đó được gọi lμ “vùng sóng thần”

Hình 9.8 Xoáy thế Ertel tại mặt đẳng nhiệt độ thế vị 850K ngày 03/12/1981, biểu diễn ví dụ về hiện

tượng gián đoạn của sóng hành tinh Khoảng giữa các đường đẳng trị 10 -4 Km 2 kg -1 s -1 (nghĩa là 100ĐTU), vùng đậm chỉ các đại lượng nằm trong khoảng 300 và 400 ĐTU Đường vĩ tuyến bên ngoài

là 30 o N (Theo A.O’neill)

Cũng như sự hỗn hợp xoáy thế ở miền ôn đới, sự gián đoạn sóng Rossby có xu hướng tăng cường gradien của xoáy thế xung quanh xoáy chính vùng cực Hiện tượng nμy xuất hiện khi các biến dạng yếu đối với tạo xoáy thμnh dải mảnh dμi, đã xáo trộn trong vùng sóng trμn, lμm cho các lưỡi xoáy trơn vμ sắc nét hơn trước Hiệu ứng nμy

khá giống với cơ chế chuyển đổi tại các mấu nhô ra của thực vật Quá trình nμy lμ đặc biệt quan trọng vμo mùa đông của Nam Bán Cầu, nơi các xoáy ít bị biến dạng Sự tăng gradien ở rìa xoáy biểu thị sự trao đổi vật chất vμ nhiệt xoáy vμ vùng sóng trμn Vμo mùa đông, nhiệt trở nên rất thấp, vμ các tạp chất còn lại có thể tích lũy vμ các phản ứng hoá học xảy ra, ngoại trừ sự xáo trộn vμ được vận chuyển tới các vĩ độ thấp hơn nơi chúng bị phân ly bởi ánh sáng mặt trời Sự tạo thμnh "mạch chặn" lạnh đó lμ một yếu tố quan trọng trong sự tạo ra lỗ thủng tầng ôzon mμ mọi người đều rõ

Bây giờ ta quay lại nghiên cứu sự lan truyền theo phương thẳng đứng của sóng Rossby trong tầng bình lưu Ta có thể sử dụng lý thuyết từ mục 6.5 trong phạm vi nhất định để phân tích sự lan truyền của sóng Rossby trong dòng vĩ hướng U = U (y, z') Bằng cách tạo ra một phép xấp xỉ "biến đổi chậm", ta có thể theo dõi sự lan truyền của sóng trong các vùng có U khác nhau Như đã biết trong mục 6.5, vectơ dòng Eliassen-Palm song song với vận tốc nhóm địa phương Nhưng trong điều kiện không

ma sát, dừng vμ đoạn nhiệt ta có thể áp dụng định lý Eliassen-Palm vμ do đó dòng Eliasen-Palm phải có độ phân kỳ bằng không Bây giờ xét trường hợp đã mô tả trong Hình 9.9, ta thấy gió vĩ hướng đổi dấu tại một số mực trong tầng bình lưu Sóng dừng Rossby không thể lan truyền trong đới gió đông Chúng đạt cực tiểu vμ, như đã biết từ phương trình (6.54), dòng nhiệt hướng cực của chúng bằng không Trong khu vực đó cả F

sự hội tụ rất lớn của F

, do đó không thể áp dụng được định lý Eliassen-Palm Giả thiết lực ma sát vμ nhiệt lượng còn lại lμ nhỏ thì cách giải đơn giản nhất lμ dự đoán các dòng sẽ trở nên không dừng tại mực nμy Phương trình (9.6) cho ta thấy rằng tính không đứng im đó thể hiện qua sự tăng cường đới gió đông tại mực tới hạn Do đó, nếu

có dòng sóng không đổi hoạt động trong ở phần dưới tầng bình lưu thì khu vực gió

đông sẽ hạ thấp xuống dưới cho đến khi lấp đầy tầng bình lưu

Quá trình nμy chính lμ cơ sở của các lý thuyết hiện nay giải thích những đợt nóng

đột ngột trong tầng bình lưu Khi đới gió đông được hình thμnh tại mực cao hơn (nơi giả thiết về nhiệt vμ không ma sát không thoả mãn vμ không thể áp dụng định lý Eliassen-Palm cho khí quyển), thì ở vùng gió đông có thể hạ xuống với một quy mô thời gian động lực tương đối ngắn Khi hệ thống gió đông hình thμnh thì hoạt động sóng sẽ thực sự tan biến, vμ hệ thống gió tây có thể được hồi phục lại với quy mô thời gian bức xạ nhỏ hơn Sự tăng nhiệt độ có liên quan với các vòng hoμn lưu kinh hướng duy trì cân bằng gió nhiệt khi gió vĩ hướng thay đổi Dễ dμng thấy rằng trong tầng bình lưu tầng kết ổn định sẽ có sự di chuyển của không khí do sự biến đổi lớn của nhiệt độ