Thời tiết và khí hậu - Phần 4 Các nhiễu động - Chương 10 pps

345
Phần 4 - Các nhiễu động
Chơng 10
xoáy thuận vĩ độ trung bình
Trớc khi kết thúc năm 1999 non một tuần, mọi ngời ở khắp nơi đang lúng
túng với nạn Y2K máy tính, thì phần lớn châu Âu bị chấn động bởi một sự kiện tự
nhiên không liên quan gì tới bớc ngoặt của lịch. Trận bão lớn nhất trong 50 năm
đối với châu Âu đã tấn công châu lục ny với gió mạnh tới 190 km/h. Nó lm ngừng
trệ công việc của gần hai triệu gia đình, ba nh máy điện hạt nhân bị đóng cửa v
nhiều hệ thống giao thông đờng không v đờng bộ của nớc Pháp bị h hại. Tồi
tệ hơn, 97 ngời từ khắp Tây Âu bị chết vì bão, phần lớn do những mảnh vỡ rơi v
bay trong không khí. Khi đợc hỏi về tình hình, một trong những nhân viên thu
dọn thnh phố, ông David Chézeaud, nói: Từ khi sinh ra, tôi cha bao giờ thấy thứ
gì giống nh thế ny. Tất cả mọi nơi ở Paris đều thế.
Trong số các nớc châu Âu, Pháp bị tấn công thậm tệ nhất - cả về phơng diện
thiệt hại ngời v của cải. Nhiều công trình di tích nổi tiếng nhất của Paris bị h
hại thậm tệ, 10
000 cây cổ thụ bị đổ ở Versailles. Đức, Thụy Sĩ v Anh cũng chịu
thiệt hại lớn v nhiều tử nạn.
Mặc dù các nh dự báo châu Âu đã biết bão đang tới gần từ Đại Tây Dơng v
dự báo rằng nó sẽ đạt tới lục địa, song họ không ngờ gió mạnh nh vậy khi bão đổ
bộ. Giống nh trờng hợp với miền bờ tây của Bắc Mỹ, công tác dự báo thời tiết ở
châu Âu bị khó khăn bởi sự thiếu vắng những trạm thời tiết trên phần không gian
đại dơng ở phía tây của lục địa - một thực tế m đôi khi còn bị xem thờng bởi
công chúng. Trớc khi một cuộc phê phán bắt đầu nổi lên về dự báo thiên giảm, thì
một cơn bão khác, thậm chí mạnh hơn, đã ập tới ngay hai ngy sau đó, lm chết
thêm 22 ngời. Nh vậy l một sự kiện rất hiếm hoi đã đợc nối tiếp ngay bởi một
sự kiện thứ hai. Sự kết hợp những sự kiện một cách hiếm có ny đã nhắc nhở chúng
ta rằng cho dù những hon thiện công nghệ của thế kỷ 21, chúng ta vẫn bị ảnh
hởng bởi những thói đỏng đảnh của thiên nhiên.

Những hệ thống hai bão kéo theo gió mạnh cấp bão nhiệt đới, nhng rất khác
biệt với các trận bão nhiệt đới. Không giống nh các cơn bão nhiệt đới sinh ra trên
vùng đại dơng nhiệt đới, các xoáy thuận vĩ độ trung bình ny khởi nguồn từ các vĩ
độ trung bình hoặc vĩ độ cao v liên quan với các front thể hiện rõ, phân cách hai
khối khí khác nhau. Chơng ny sẽ mô tả những xoáy thuận vĩ độ trung bình, đó l
những thnh tạo rất phổ biến v quan trọng của thời tiết ngoại nhiệt đới.

346
Lý thuyết front cực đới
Trong những năm từ 1914 đến 1918, thế giới đã trải qua một trong những tai
họa vĩ đại nhất của lịch sử, Thế chiến I. Sự phát minh những vũ khí mới nh súng
máy v hơi cay đã lm cho kẻ địch không thể chiếm lĩnh đợc những vùng đất rộng
lớn gần đối phơng của mình. Trớc đây, một đội quân tấn công với súng trờng v
lỡi lê có thể có một cơ may no đó chiến thắng đối phơng. Tuy nhiên, để chống lại
một kẻ thù cố thủ trong giao thông ho v đợc trang bị vũ khí mới nhất, thì những
động tác nh vậy hon ton không tránh khỏi thất bại. Nh vậy, vùng chiến sự duy
trì ổn định trong những thời kỳ di, bởi vì không đội quân no có thể tiến qua đợc
trận tuyến, hay
front.
Trong khi chiến tranh đang diễn ra ở Tây Âu, Vilhelm Bjerknes đã thnh lập
Viện địa vật lý Na Uy ở thnh phố Bergen. Cùng với một số đồng nghiệp,
*
kể cả
Jacob, con trai của ông, Bjerknes đã phát triển một lý thuyết hiện đại về sự hình
thnh, phát triển v tiêu tán các xoáy thuận vĩ độ trung bình. Hãy nhớ lại rằng các
cơn bão ny, không phải l bão nhiệt đới m cũng không phải l bão cấp hurricane,
hình thnh dọc theo một front ở các vĩ độ trung bình v vĩ độ cao. Bjerknes đã quan
sát những hệ thống hình thnh dọc theo đờng biên phân cách khối khí cực với
khối khí nóng hơn ở phía nam. Khi so sánh biên đờng biên ny với tuyến phân
cách các đội quân đối địch ở Tây Âu, ông đã gọi mô hình của mình l lý thuyết front

cực (còn gọi l
mô hình xoáy thuận Na Uy). Lý thuyết ny đã đợc thử thách với
thời gian khá tốt v mặc dù ngy nay chúng ta có thông tin quan trắc nhiều hơn rất
nhiều so với thời Bjerknes (đặc biệt đối với đối lu quyển tầng trung v tầng cao),
song chúng ta vẫn đang mô tả chu kỳ sống của xoáy thuận theo một cách rất giống
nh các nh khoa học trờng phái Bergen đã lm những thập niên trớc.
Các xoáy thuận vĩ độ trung bình l những hệ thống lớn, di chuyển trên những
khoảng cách khổng lồ v thờng mang theo giáng thủy - v đôi khi thời tiết cực
đoan - tới những khu vực rộng lớn. Kéo di một tuần hoặc hơn v bao phủ những bộ
phận rộng lớn của một lục địa, các xoáy thuận thờng gây nên những biến động đột
ngột về gió, nhiệt độ v điều kiện bầu trời. Thật vậy, tất cả chúng ta, những ai đang
sống bên ngoi vùng nhiệt đới, thờng đã quen với những ảnh hởng của các sự
kiện phổ biến đó.
Chu kỳ sống của một xoáy thuận vĩ độ trung bình
Các nh khí tợng ở Bergen có lợi thế lý tởng đợc chứng kiến khí quyển dọc
theo front cực v họ đã sử dụng những quan trắc của mình để mô tả sự hình thnh
của các xoáy thuận vĩ độ trung bình, một quá trình đợc gọi l phát sinh xoáy
thuận, dọc theo biên đó. Mặc dù nhiều xoáy thuận xuất sinh dọc theo front cực,
chúng cũng hình thnh ở những vùng khác, đặc biệt ở phía xuôi gió của các barie
núi. Trớc hết chúng ta bn luận về sự hình thnh của các xoáy thuận vĩ độ trung
*
Tor Bergeron, ngi phỏt hin quỏ trỡnh tinh th bng i vi s hỡnh thnh giỏng thy (chng 7) l
mt trong nhng nh khoa hc thuc nhúm ny.

347
bình tại front cực nh đã đợc mô tả trong mô hình kinh điển của Bjerknes. Sau đó
trong chơng ny chúng ta sẽ kết hợp với một số quan điểm gần đây hơn về quá
trình phát sinh xoáy thuận.
Quá trình phát sinh xoáy thuận
Hình 10.1 thể hiện mô tả kinh điển về chu kỳ sống của một xoáy thuận vĩ độ

trung bình điển hình. Lúc đầu, front cực phân cách các gió đông lạnh v gió tây
nóng hơn (hình 10.1a). Khi quá trình phát sinh xoáy thuận bắt đầu, một xoáy nhỏ
(hình 10.1b) phát triển ở biên phân cách. Khối khí lạnh ở phía bắc của front bắt đầu
trn xuống phía nam ở trớc front lạnh v không khí đằng trớc front nóng tiến lên
phía bắc. Điều ny tạo ra một vùng chuyển động xoay ngợc chiều kim đồng hồ (ở
Bắc bán cầu) xung quanh một hệ thống áp thấp phát triển yếu. Nói cách khác, xoáy
thuận vĩ độ trung bình đã bắt đầu có hình hi. Khi tiếp tục cờng hóa (hình 10.1c),
khu vực áp suất thấp thậm chí hạ thấp xuống tiếp v các front nóng v lạnh biểu lộ
nổi trội hơn so với front cực ban đầu. Sự hội tụ gắn liền với vùng áp suất thấp có
thể dẫn tới chuyển động thăng v hình thnh mây, trong khi các đai thẳng của
thảm mây dy hơn phát triển dọc các ranh giới front nh đã mô tả ở chơng 9. Sự
phát sinh xoáy thuận dọc theo front cực có vẻ nh một thứ trừu tợng đối với
những ngời ở các vĩ độ thấp, nhng nó l giai đoạn khởi đầu trong sự phát triển
của một hệ thống có thể ảnh hởng tới hng triệu ngời cách đó hng nghìn km
trong vi ngy sau.
Các nh khoa học ở Bergen đã không thể giải thích
vì sao xảy ra quá trình
phát sinh xoáy thuận, nhng họ đã thấy rằng nó thờng diễn ra ở gần các đới tơng
phản nhiệt (nh dọc những khu vực ven bờ hoặc tại những biên phân cách giữa các
hải lu nóng v lạnh) hoặc nơi có những thnh tạo địa hình (nh các dãy núi lớn)
lm gián đoạn dòng không khí bình thờng.
Các xoáy thuận tr~ởng thnh
Hình 10.2a diễn tả những sơ đồ mây, gió, các quá trình chuyển động thăng v
sơ đồ giáng thủy gắn liền với một xoáy trởng thnh. (Các xác suất giáng thủy
biểu diễn bằng phần trăm trong hình không nên hiểu một cách quá đơn giản, chúng
chủ yếu chỉ cho một bức tranh chung). Một dải mây phần lớn l các mây tích chạy
dọc theo v ở phía trớc front lạnh, gây nên do sự thay thế không khi nóng bằng
không khí lạnh nặng hơn. Khả năng giáng thủy dọc theo front tăng lên về phía tâm
áp suất thấp, ở đây sự hội tụ quy mô lớn bổ sung cho chuyển động thăng gây nên do
hai khối khí gặp nhau. Vì trữ lợng ẩm cao v những điều kiện phổ biến bất ổn

định điển hình ở phía trớc của một front lạnh, nên giáng thủy, dới dạng ma,
tuyết hoặc thậm chí ma tuyết v ma đá - có thể gia tăng. Nhng đai phủ mây v
giáng thủy thờng l tơng đối hẹp, cho nên giáng thủy có thể kéo di chỉ một thời
gian ngắn trớc khi đới front di chuyển tiếp.
Một đai mây phần lớn l các loại mây tầng rộng hơn nằm ở phía trớc của front
nóng. Nh chúng ta thấy với front lạnh, xác suất giáng thủy tăng lên về phía tâm

348
áp thấp. Giáng thủy có xu thế nhẹ dọc front nóng bởi vì độ nghiêng tơng đối từ từ
hơn của nó dẫn tới dòng thăng yếu hơn. Nhng quy mô phơng ngang lớn hơn của
front nóng v chuyển động tiến về phía trớc thờng l chậm hơn cho phép mây v
giáng thủy kéo di hơn. Bầu trời quang đặc trng xuất hiện bên trên cung nóng
giữa các front lạnh v nóng, mặc dù trong những điều kiện nhất định có thể phát
triển những tuyến gió giật v những nhiễu động khác.
Hình 10.1. Chu kỳ sống của một xoáy thuận vĩ độ trung bình. Front cực dừng (a)
phân chia các khối khí lạnh v nóng đối ng~ợc. Sự phát sinh xoáy thuận xuất hiện
tr~ớc hết nh~ một chỗ gián đoạn của biên phân cách front thẳng (b), nh~ng khi xoáy
trở nên tr~ởng thnh các front nóng v lạnh lan rộng ra khỏi một tâm áp thấp (c) v
(d). Sự tù đi của front xuất hiện khi tâm thấp lùi trở lại khỏi các front nóng v lạnh (e)
Sơ đồ đờng đẳng áp diễn tả sự phân bố của áp suất trong phạm vi xoáy thuận
(hình 10.2b) bị đứt đoạn dọc theo hai front, nó tạo nên những vùng chuyển tiếp đột

349
ngột về hớng gió dọc các biên phân cách. Các đờng đẳng áp gần nh thẳng trong
cung nóng nhng trở nên cong trong vùng lạnh, rộng hơn. Nhìn vo front nóng, gió
chuyển từ đông nam trên phía lạnh sang tây nam trong cung nóng. Cắt ngang qua
front lạnh, gió chuyển từ tây nam trong cung nóng sang tây bắc ở phía lạnh.
Hình 10.2. Cấu trúc điển hình của một xoáy vĩ độ trung bình tr~ởng thnh v các quá trình
gây ra dòng thăng. Các diện tích bị tô đen thể hiện sự hiện diện của thảm mây. Các chữ số
trong (a) thể hiện xác suất giáng thủy xấp xỉ. Sơ đồ các đ~ờng đẳng áp thể hiện trong (b)

Mặc dù l phổ biến, song bức tranh đợc thể hiện trên hình 10.2 - với các front
xuất hiện dới dạng chữ V quay ngợc v chĩa xuống phía tây nam v đông nam -
không phải áp dụng đối với tất cả các xoáy thuận vĩ độ trung bình.
*
Giống nh
ngời ta, một số các xoáy thuận vĩ độ trung bình trông rất giống nhau, nhng định
hớng v vị trí của các front có thể rất khác nhau. Hình 10.3 thể hiện hai ví dụ
khác với bức tranh chung. Xoáy thuận vĩ độ trung bình trong hình 10.3a có một
front nóng trải di về phía đông từ tâm thấp v một front lạnh lấn xuống phía nam.
Trong hình 10.3b hệ thống áp thấp bên trên vùng hồ Great Lakes có một front lạnh
biểu hiện rõ lan trải xuống phía tây nam tới phía đông Texas v một front dừng mở
rộng lên phía đông bắc tới miền đông Canađa. Mặc dù định hớng chính xác của
các front có thể thay đổi giữa các cơn bão, một nét chung rõ nét đặc trng cho các
xoáy thuận vĩ độ trung bình l front nóng sẽ nằm ở phía trớc front lạnh.
Sự lấn át (front tù)
Hình 10.1d v 10.1e thể hiện những giai đoạn sau trong chu kỳ sống của một
xoáy thuận vĩ độ trung bình, khi nó trở nên xói mòn hon ton. Mặc dù vẫn tồn tại
một tơng phản nhiệt độ trong front tù, nhng chênh lệch nhiệt độ ở đây không lớn
nh ở gần các front lạnh hoặc nóng ban đầu. Về phía tây của đờng ranh giới front,
không khí thổi từ phía tây bắc v rất lạnh. Không khí hơi nóng hơn tiếp cận tới
front tù từ phía đông, nhng không khí ny bắt nguồn ở cung lạnh của xoáy thuận.
*
Nam bỏn cu, cỏc xoỏy thun v trung bỡnh in hỡnh cú mt hỡnh dng tng t, nhng ch V
m lờn phớa bc. Vy, trong c hai bỏn cu khụng khớ núng hn nm mn xớch o ca bóo.

350
Do đó, chênh lệch nhiệt độ l nhỏ hơn so với những nơi m các front chia tách
không khí nhiệt đới, nóng với không khí cực, lạnh. Quá trình front tù thể hiện sự
kết thúc của một chu kỳ sống của xoáy thuận.
Hình 10.3. Hai ví dụ về các xoáy thuận vĩ độ trung bình. (a) vo ngy 24/6/1994, một

hệ thống khá điển hình nằm ở phía nam vùng Great Lakes. Một front lạnh lan
xuống phía tây nam tới bắcTexas v một front nóng v~ơn về phía tây tới ven bờ Đại
Tây D~ơng. (b) ngy 17/10/1993 áp thấp khác nằm ở phía nam vùng Great Lakes với
một front dừng lan rộng về phía đông bắc v một front lạnh h~ớng về phía tây nam
Những bớc chuyển tiếp từ phát sinh đến trởng thnh v từ pha trởng
thnh tới pha tù diễn ra dần dần, cho nên không có những điểm thời gian phân

351
định rõ rệt tồn tại khi xoáy thuận biến đổi từ một giai đoạn ny sang giai đoạn
khác. Ngoi ra, sự tiến hóa của hệ thống trùng khớp với một quá trình di chuyển về
phía đông phổ biến của xoáy thuận vĩ độ trung bình, mặc dù nó có thể còn có một
hợp phần hớng lên phía bắc hoặc hợp phần hớng xuống phía nam.
Sự tiến hóa v di chuyển của các xoáy thuận
Hãy xem một kịch bản giả định nhng hiện thực để minh họa sự phát triển v
di chuyển của xoáy thuận ảnh hởng tới thời tiết nh thế no. Một nhiễu động yếu
trong dòng không khí có thể có ảnh hởng ít nhận thấy khi quá trình phát sinh
xoáy thuận bắt đầu ở ngoi khơi vùng duyên hải của nớc Nhật. Nhng khi hệ
thống phát triển thnh trởng thnh v di chuyển sang phía đông, nó có thể mang
ma tới các vùng ven bờ đại dơng của miền tây Bắc Mỹ v tuyết tới những dãy núi
ven bờ. Nếu bão nay xuất hiện vo mùa đông, gió mực trên cao có thể dẫn bão
xuống phía nam tới trung tâm v phía nam California v sau đó sang phía đông tới
các bang thuộc dãy núi Rocky Mountains. Khi đi qua sờn khuất gió của dãy núi,
xoáy thuận vĩ độ trung bình có thể cờng hóa v sau đó đi chệch lên đông bắc để
gây nên những điều kiện bão tuyết cho miền đông bắc nớc Mỹ v miền đông nam
Canađa. Khi nó di chuyển ra ngoi khơi tới phía tây Đại Tây Dơng, bão có thể bị
tn lụi hon ton sau một hoặc hai tuần hình thnh ở phía tây Thái Bình Dơng.
Tại một nơi cụ thể (chẳng hạn, thnh phố Kansas, Missouri), hệ thống đi qua
gây nên những tác động có thể dự báo đợc. Khi một front nóng tiến tới gần, thảm
mây thờng hạ thấp xuống v tăng lên v
rất có khả năn

g giáng thủy vừa sẽ xuất
hiện. Ma v tuyết dần dần nhờng chỗ cho những điều kiện trời quang v ấm hơn
nếu front nóng đi qua, còn gió thì chuyển từ hớng nam sang hớng tây nam. Sau
đó những điều kiện trời quang, ấm có thể duy trì ổn định trong một ngy hoặc đại
loại nh vậy. Nhng khi front lạnh tới gần, một dải mây dy di chuyển nhanh v
giáng thủy có thể gây nên ma tuyết hoặc ma ro. Cuối cùng không khí lạnh phía
sau front gây nên những điều kiện lạnh v trời quang.
Thật thú vị, trớc thế kỷ 18 ngời ta cha biết rằng các cơn bão lại di chuyển -
trớc kia ngời ta nghĩ bão hình thnh v tan ở cùng một nơi. May thay, Ben
Franklin đã phát hiện ra điều ny ở Philadelphia năm 1743. Franklin đã hy vọng
đợc mục kích một vụ nhật thực, nhng bị thất vọng vì một xoáy thuận vĩ độ trung
bình đã gây nên những điều kiện trời đầy mây lm lu mờ hon ton sự kiện. Về
sau, một ngời bạn bảo với ông rằng ở Boston, vo lúc nhật thực trời rất quang,
nhng hệ thống bão (chính l bão đã lm hỏng việc quan sát của Franklin đối với
sự kiện) đã ập tới sau một thời gian. Từ đấy, Franklin đã đúng rút ra kết luận rằng
tại hệ thống bão m mây đã di chuyển lên phía đông bắc. Tuy nhiên, cái m ông
không hiểu nổi l lm thế no m thảm mây có thể di chuyển lên phía đông bắc,
trong khi gió vo thời gian nhật thực thì từ hớng tây bắc. Dĩ nhiên, bây giờ chúng
ta biết rằng đáp án liên
quan tới xoắn ng
ợc chiều kim đồng hồ bên trong một xoáy
thuận vĩ độ trung bình. Có nghĩa l, bất chấp hớng m một hệ thống đang di
chuyển, gió ở những điểm khác nhau trong xoáy thuận vĩ độ trung bình thổi theo

352
những hớng khác nhau.
Các quá trình trong đối l~u quyển tầng trung v tầng cao
Chu kỳ sống của các xoáy thuận vĩ độ trung bình mô tả ở trên thể hiện trình độ
nhận thức tồn tại trớc những năm 1940. Sự nhảy vọt lớn tiếp theo trong nhận
thức của chúng ta đã diễn ra trong thời gian Thế chiến II, khi các phi công Anh v

Mỹ bay trên bầu trời châu Âu v Nhật nhận thấy gió với tốc độ tới 400 km/h. Trong
giới các nh khí tợng học, phát hiện ny đã kích thích một mối quan tâm về dòng
chảy ở tầng đối lu trên v nó có thể liên quan tới những điều kiện thời tiết ở bề
mặt nh thế no. Nh chúng ta đã thấy, Bjerknes v các đồng nghiệp của ông đã
cha có thông tin về những tình thế không khí tầng trên khi họ phát triển lý thuyết
front cực của mình v đo đó họ không thể phân định đợc những nguyên nhân phát
triển v xói mòn của xoáy thuận vĩ độ trung bình. Bớc tiến lớn tiếp theo trong lý
thuyết về các xoáy thuận vĩ độ trung bình đã xuất hiện chủ yếu nhờ công trình của
Carl Gustav Rossby (ngời đầu tiên đã mô tả những gì m ngy nay chúng ta gọi l
các sóng Rossby). Rossby đã giải thích bằng toán học nhiều cơ chế liên hệ giữa gió ở
đối lu quyển tầng cao v tầng trung bình v quá trình phát sinh xoáy thuận cũng
nh sự duy trì của các xoáy thuận vĩ độ trung bình.
Các sóng Rossby v độ xoáy
ở chơng 8 chúng ta đã mô tả những sóng Rossby lớn của quyển đối lu cao.
Hình 10.4 diễn tả không khí quay hớng sang trái v sang phải nh thế no khi nó
thổi qua những sóng đó. Khi di chuyển từ điểm 1 tới điểm 3, không khí xoay ngợc
chiều kim đồng hồ (nh đã thể hiện ở hình phía dới bên trái). Giữa điểm 3 v điểm
5, nó xoay theo chiều kim đồng hồ. Sự xoay của một chất lỏng (nh
không khí) đ
ợc
gọi l độ xoáy của nó.
*
Hình vẽ thể hiện độ xoáy biến đổi trong không khí chuyển
động tơng đối so với bề mặt. Khi nhìn từ ngoi không gian, có một hợp phần bổ
sung của độ xoáy xuất hiện do Trái Đất xoay xung quanh trục của nó. Sự xoay tổng
cộng của không khí, hay độ xoáy tuyệt đối của nó, do đó có hai hợp phần: độ
xoáy tơng đối, hay độ xoáy tơng đối so với bề mặt Trái Đất v độ xoáy Trái
Đất, nó do Trái Đất xoay hng ngy quanh trục của mình.
Độ xoáy tơng đối phụ thuộc vo các chuyển động của không khí so với bề mặt
Trái Đất, trong khi độ xoáy Trái Đất l một hm chỉ của vĩ độ - vĩ độ cng cao, thì

độ xoáy cng lớn - v độ xoáy bằng không tại xích đạo.
**
Nếu dòng chảy của không
khí so với bề mặt l cùng hớng với hớng xoay của chính Trái Đất (ngợc kim
đồng hồ ở Bắc bán cầu), thì độ xoáy tơng đối v độ xoáy Trái Đất bổ sung cho nhau
v lm tăng độ xoáy tổng cộng hay độ xoáy tuyệt đối (hình 10.5). Vì lý do ny, sự
*
õy chỳng ta ch cp ti s xoay tng i so vi ng thng ng a phng (tc, ch yu l
i vũng quanh). xoỏy cũn cú th l s xoay xung quanh trc nm ngang.
**
xoỏy Trỏi t t l vi sin ca v. Do ú, xoỏy Trỏi t v 55
o
(sin55
o
= 0,819) ch ln
hn 16% xoỏy v 45
o
(sin45
o
= 0,707). Núi cỏch khỏc, trờn cỏc v trung bỡnh ni cỏc súng
Rossby hay xut hin nht, xoỏy Trỏi t bin thiờn theo v tng i ớt.

353
xoay ngợc kim đồng hồ ở Bắc bán cầu đợc nói rằng có
độ xoáy doơng, để thích hợp
với quy ớc đã sử dụng đối với lực Coriolis. Không khí xoay theo kim đồng hồ có
độ
xoáy âm
.
Hình 10.4. Độ xoáy trong sóng Rossby. Khi

không khí đi từ vị trí 1 tới 3, nó xoay ng~ợc
kim đồng hồ. Tại sống, không khí xoay theo
kim đồng hồ từ vị trí 3 đến 5. Phía d~ới hình
biểu diễn các vectơ gió ứng với năm vị trí
Hình 10.5. Độ xoáy Trái Đất v độ xoáy t~ơng
đối của không khí. Vì Bắc bán cầu xoay ng~ợc
kim đồng hồ, nó sinh ra độ xoáy Trái Đất. Độ
xoáy t~ơng đối l sự xoay của không khí so với
bề mặt, không tính tới sự xoay của hnh tinh.
Độ xoáy tuyệt đối bằng tổng của hai độ xoáy
Hình 10.6 thể hiện rãnh từ hình 10.4 một cách chi tiết hơn sao cho chúng ta có
thể xem xét độ xoáy của không khí. Trong cung 1, không khí thổi về phía đông nam
không đổi về hớng hoặc tốc độ. Vì không bị xoay, không khí có độ xoáy tơng đối
bằng không. Trong cung 2, không khí liên tục quẹo sang phía trái để có độ xoáy
tơng đối dơng. Trong cung 3, không khí thổi liên tục về phía đông bắc v không
có độ xoáy tơng đối. Vậy, rãnh có ba khu vực khác biệt: hai với độ xoáy tơng đối
bằng không v một với độ xoáy tơng đối dơng. Hai đới chuyển tiếp phân chia
những vùng độ xoáy tơng đối cực đại v cực tiểu (bằng không). Trên đới chuyển
tiếp
A, độ xoáy tăng lên khi không khí thổi, còn trên đới chuyển tiếp B độ xoáy
tơng đối giảm. (Sóng Rossby đợc biểu diễn ở đây bao phủ một khoảng vĩ độ tơng
đối hạn chế. Kết quả l, độ xoáy Trái Đất chỉ biến thiên ít trong hình 10.6, còn
những biến thiên về độ xoáy tuyệt đối tơng ứng chặt chẽ với những biến thiên về
độ xoáy tơng đối).
Bây giờ bạn có thể hỏi một cách hon ton có lý, Rồi thì sao?. Đáp án l:
những biến thiên độ xoáy ở trong đối lu quyển tầng cao dẫn tới những biến thiên
áp suất ở gần bề mặt. Ta sẽ xem nh thế no. Nh bạn đã biết trong chơng 8, mô
men góc đợc bảo ton trong khi không có những ngoại lực tác động. Khi sợi dây
quay của cậu cao bồi bị kéo ngắn lại, thì diện tích m sợi dây quét qua sẽ giảm lm
cho dây quay nhanh hơn. Điều tơng tự xảy ra khi độ xoáy hay sự xoay của một

phần tử không khí thay đổi. Nghĩa l, khi diện tích phơng ngang do một phần tử
không khí chiếm giảm đi trong quá trình hội tụ, độ xoáy hay sự xoay của nó phải

354
tăng lên, nh trong đới chuyển tiếp
A. Giảm độ xoáy, nh trong đới B, dẫn tới sự
phân kỳ. Mối quan hệ rất quan trọng ny có thể đợc tóm tắt trong một phơng
trình đơn giản
div
t
=





1
,
trong đó
t




1
l biến thiên (ở đây l độ giảm) độ xoáy tuyệt đối theo thời gian,
còn
=div phân kỳ. Ngợc lại, tăng độ xoáy tuyệt đối theo thời gian dẫn đến hội tụ.
(Để đơn giản, chúng ta giới hạn việc lập luận của mình về phân kỳ v hội tụ chỉ ở
sự thay đổi diện tích theo phơng ngang).

Hình 10.6. Biến đổi độ xoáy trong một rãnh của sóng Rossby. Khi không khí trôi từ vị trí 1 tới 3,
nó bị thay đổi ít về h~ớng v do đó không có độ xoáy t~ơng đối. Từ vị trí 4 đến 6 nó quay ng~ợc
kim đồng hồ v do đó có độ xoáy t~ơng đối d~ơng. Không khí trôi trong một h~ớng không đổi
từ vị trí 7 đến 9. Do đó rãnh có ba khu dựa theo độ xoáy đ~ợc ngăn cách bởi hai đới chuyển tiếp
Sự phân kỳ ở khí quyển mực trên, bị gây nên bởi độ xoáy giảm, sẽ kéo không
khí từ bề mặt đi lên trên v tạo ra một cơ chế thăng đối với cột không khí. Điều ny,
về phía mình, có thể khởi động v duy trì những hệ thống áp suất thấp tại bề mặt
(hình 10.7). Ngợc lại, độ xoáy mực cao tăng lên sẽ dẫn tới hội tụ v sự chìm không
khí, tạo ra áp suất cao tại bề mặt. Những hệ thống áp thấp sinh ra do các chuyển
động đối lu quyển tầng trên đợc gọi l những áp thấp động lực (còn gọi l những
áp thấp lõi lạnh) - khác với các áp thấp nhiệt (lõi nóng) đợc gây nên bởi sự đốt
nóng địa phơng của không khí từ phía dới. Các áp thấp lõi lạnh tại bề mặt điển
hình tồn tại bên dới những vùng độ xoáy giảm trong khí quyển tầng trên, ngay
phía xuôi gió của trục rãnh thấp.
Hình 10.8 thể hiện một mối quan hệ điển hình giữa phân bố của các độ cao 500
mb (đại diện của hình thế áp suất trong đối lu quyển tầng trung) v độ xoáy tuyệt

355
đối. Những diện tích có độ xoáy lớn nhất (đợc tô mu tím, tô nhạt) xuất hiện gần
hai trục rãnh (trong trờng hợp ny bên trên phần phía bắc California v thấp hơn
thung lũng Mississippi). Phía xuôi gió của những đới ny, độ xoáy giảm rất nhanh.
Nh vậy, khi không khí trôi khỏi các cực đại độ xoáy, sự phân kỳ ở mực cao xuất
hiện, đến lợt mình, nó khuyến khích áp thấp tại bề mặt. Khu vực độ xoáy tuyệt
đối thấp nhất (đợc tô mu đỏ, tô đậm) xuất hiện gần trục sống cao, tập trung bên
trên Dakotas. Một diện tích độ xoáy tăng, đó l một tâm áp cao tại bề mặt, tồn tại
ngay phía xuôi gió của khu vực ny. (Xem chuyên mục
10-1 Những nguyên lý Vật
lý: Độ xoáy vu các sóng Rossby
để có thông tin chi tiết hơn về các hình thế độ xoáy).
Hình 10.7. Hội tụ v phân kỳ mực cao gần những vị trí thuận

lợi trong một sóng Rossby tạo ra áp cao v áp thấp tại bề mặt
Hình 10.8. Giá trị độ xoáy tuyệt đối (biểu diễn bằng các đ~ờng liền nét) trên một bản đồ 500 mb giả
định. Hãy chú ý rằng những giá trị lớn nhất xuất hiện gần trục rãnh (đơn vị đo độ xoáy
14
10

s )

356
10-1 Những nguyên lý Vật lý:
Độ xoáy v các sóng Rossby
Chúng ta đã thấy rằng độ xoáy gắn
liền với dòng không khí có hai hợp phần,
Thứ nhất, gọi l độ xoáy Trái Đất, xuất
hiện do hnh tinh xoay trong 24 giờ. Một
ngời ngồi trong một chiếc ghế bnh tại
Cực Bắc trải qua một vòng xoay đầy đủ
mỗi ngy v do đó có độ xoáy Trái Đất
cực đại. Giống nh lực Coriolis, độ xoáy
Trái Đất tăng với vĩ độ sao cho nó cực đại
tại hai cực v bằng không tại xích đạo.
Chúng ta định nghĩa nguồn độ xoáy
thứ hai, độ xoáy toơng đối, thông qua
những chuyển động của không khí tơng
đối so với bề mặt. Độ xoáy tơng đối tự nó
có hai nguồn: thứ nhất l độ đứt gió xuất
hiện khi tốc độ của một chất lỏng biến đổi
trên hớng của dòng. Hình 1a minh họa
quá trình ny khi nớc chảy qua một
kênh (cũng áp dụng cho không khí,

nhng chúng ta dùng nớc lm một ví dụ
đơn giản chỉ l vì nó dễ nhìn thấy). Dòng
nhanh hơn ở bên bờ phải. Nếu một chiếc
bánh xe có cánh quạt đợc cố định ở giữa
dòng, nớc chuyển động nhanh hơn ở bên
phải sẽ tác động một lực lớn hơn lên bánh
xe so với dòng chuyển động chậm hơn ở
bên trái. Điều đó lm cho bánh xe quay
ngợc kim đồng hồ v do đó có độ xoáy do
độ đứt.
Nguồn thứ hai của độ xoáy tơng đối
phụ thuộc vo độ cong của dòng, nh đã
thể hiện trên hình 1b, ở đây kênh cong
cỡng bức chất lỏng quẹo ngợc kim đồng
hồ. Khi không khí trôi qua một sóng
Rossby, nó trải nghiệm kiểu độ cong ny.
Nh chúng ta đã nói, độ xoáy t
ơn
g đối l
tổng của độ cong v độ đứt, nhng hãy
nhớ, chúng l những đại lợng mang dấu.
Khi chúng có cùng một dấu, chúng tác
động trong cùng một hớng. Khi các dấu
khác nhau, chúng bù trừ lẫn nhau, có lẽ
hon ton. Nói chung, độ đứt ít quan
trọng hơn rất nhiều so với độ cong trong
sự hình thnh độ xoáy tơng đối.
Hình 1. Độ xoáy tơng đối do độ đứt (a) xuất
hiện khi một chất lỏng chuyển động với một
tốc độ khác nhau trên hớng của dòng. Một

bánh xe cánh quạt cố định trong chất lỏng
xoay ngợc kim đồng hồ vì áp lực lớn hơn tác
động từ bên phải dòng. Độ cong của hớng
dòng cũng có thể tạo ra độ xoáy tơng đối (b)
Hình 2. Sự duy trì của một sóng Rossby.
Khi không khí di chuyển lên phía cực từ vị
trí 1, lợng nhận về độ xoáy Trái Đất bị bù
trừ bởi một lợng giảm độ xoáy tơng đối.
Khi phần tử tiếp cận vị trí 2, độ xoáy tơng
đối trở thnh âm v phần tử quay trở lại
phía xích đạo. Tại vị trí 3, giảm độ xoáy
Trái Đất lm tăng độ xoáy tơng đối v
không khí lại quay trở lại phía cực
Độ xoáy tuyệt đối, đó l độ xoay tổng
cộng của một chất lỏng, giống nh mô
men góc, nó đợc bảo ton - có nghĩa l
khi không có những lực can thiệp, thì nó
giữ nguyên không đổi. Hình 2 biểu diễn
một sóng Rossby ở Bắc bán cầu. Khi
không khí trôi về phía nam ở mạn tây
của trục rãnh, độ xoáy Trái Đất của nó bị

357
giảm (hãy nhớ lại rằng độ xoáy Trái Đất
giảm về phía xích đạo). Nhng vì độ xoáy
tuyệt đối đợc bảo ton, một lợng tăng
về độ xoáy tơng đối sẽ bù trừ cho lợng
giảm về độ xoáy Trái Đất, lm cho không
khí quay ngợc kim đồng hồ. Do đó, khi
không khí bắt đầu trôi lên phía cực, độ

xoáy Trái Đất tăng lên. Vậy, không khí sẽ
quay trở lại phía bên phải của nó v một
lần nữa có độ xoáy tơng đối âm. (Để cho
rõ, ta giả sử độ đứt gió không tồn tại).
Nói ngắn gọn, ở đây có một sự trao
đổi qua lại liên tục giữa độ xoáy Trái Đất
v độ xoáy tơng đối. Khi không khí
chuyển động về phía cực, nó chấp nhận
một chuyển động xoay theo kim đồng hồ
nhanh hơn tơng đối so với bề mặt; khi
nó chuyển động về phía xích đạo, nó quay
ngợc kim đồng hồ. Những thay đổi
thuận nghịch nh thế về độ xoáy tơng
đối, cùng với sự bảo ton mô men góc, sẽ
giúp duy trì các sóng Rossby.
Các front bề mặt v các hình thế mực cao
Tại thời điểm ny chúng ta biết rằng phân kỳ ở mực cao l nguyên nhân hình
thnh v cờng hóa các xoáy thuận vĩ độ trung bình tại bề mặt, còn hội tụ ở mực
cao gây nên áp cao tại bề mặt. Chúng ta còn thấy rằng dòng không khí trong sóng
Rossby có thể lm phát sinh phân kỳ v hội tụ mực cao. Nh vậy, dòng không khí
trong đối lu quyển mực trung v mực cao có những tác động quan trọng tới những
hình thế bề mặt. Nhng mối liên hệ nhân quả không phải một chiều, bởi vì các hình
thế tại bề mặt, cụ thể sự hiện diện của các front lạnh v nóng, cũng có những tác
động trực tiếp của mình tới đối lu quyển tầng trung v tầng cao.
Nh bạn đã thấy ở chơng 4, phơng trình thủy tĩnh học nói rằng tăng áp suất
theo độ cao (građien áp suất thẳng đứng) đợc quyết định bởi mật độ của không khí
- không khí lạnh, nặng có một građien áp suất thẳng đứng lớn hơn so với không khí
nóng, nhẹ. Suy ra rằng trong một cột không khí lạnh, sự giảm áp suất theo độ cao
nhanh hơn sẽ dẫn đến áp suất thấp hơn ở bên trên so với không khí nóng. Do đó,
những chênh lệch về nhiệt độ ở cả hai bên của một front lạnh phải dẫn đến những

chênh lệch đáng kể về áp suất ở mực cao (cùng lập luận ny áp dụng cho các front
nóng). Chúng ta sẽ phát triển ý tởng ny một cách đầy đủ hơn ở mục tiếp sau.
Các front lạnh v sự hình thnh các rãnh thấp ở mực cao
Các sóng Rossby gồm những rãnh v sống lớn, thay đổi, chúng hình thnh nên
những hình thế phân kỳ v hội tụ ở mực cao. Các rãnh trong sóng thờng phát
triển ở phía sau vị trí của các front lạnh bề mặt, không phải do một sự trùng khớp
ngẫu nhiên no đó, m l phù hợp với sự hiện diện của các front. Hình 10.9 minh
họa điều ny xảy ra nh thế no bằng cách thể hiện những biến đổi nhiệt độ v áp
suất trong một lớp không khí dy 1 km ở cả hai bên của một front lạnh. Không khí
bên trên điểm
A nằm hon ton trong phạm vi cung nóng ở phía trớc của front.
Biên front nghiêng về phía sau cho nên tại
B không khí lạnh trong lớp thấp 500 m
v nóng trong lớp cao 500 m. Không khí lạnh chiếm cứ ton bộ lớp dy 1 km bên
trên điểm
C.
Bây giờ ta giả sử (để đơn giản) rằng áp suất bề mặt l 1000 mb tại tất cả ba vị

358
trí v so sánh những phân bố áp suất thẳng đứng. Bên trên
A, áp suất giảm 55 mb
ở trong lớp thấp 500 m v giảm 53 mb nữa ở trong lớp 500 m thiếp theo, để cho áp
suất 892 mb tại mực 1 km. Bên trên
B, áp suất giảm 58 mb ở trong lớp 500 m thấp,
lạnh (3 mb lớn hơn so với bên trên
A). Nhng, vì ở trong lớp trên dy 500 m bên
trên A áp suất giảm 533 mb tới mực 1 km. Do đó, áp suất tại độ cao đó bằng 889 mb
- 3 mb nhỏ hơn tại
A. Bên trên C, áp suất giảm tuần tự 58 v 56 mb ở trong các lớp
500 m dới v trên, cho nên áp suất tại 1 km bằng 886 mb. Nh vậy, áp suất tại

mực 1 km giảm từ 892 đến 889 rồi đến 886 mb qua biên front. Một cách ngắn gọn,
các đặc trng nhiệt độ khác nhau đã gây nên một građien áp suất phơng ngang
trong khí quyển tầng trung. Biên phân cách nghiêng của một front nóng cũng có
một hiệu ứng đúng nh vậy.
Hình 10.9. Phân bố nhiệt độ trong khí quyển tầng thấp dẫn đến những biến thiên áp suất ở
mực cao. Bên trên A ton bộ cột không khí trong lớp khí quyển thấp nóng, nên áp suất
giảm t~ơng đối chậm theo độ cao. Tại B không khí lạnh chiếm cứ lớp 500 m phía d~ới, còn
không khí nóng ở bên trên. Điều ny dẫn tới một áp suất hơi thấp hơn tại mực 1 km. Tại C
không khí lạnh chiếm cứ lớp 1000 m phía d~ới gây nên một tốc độ giảm áp suất theo độ
cao lớn hơn v kết quả l áp suất tại mực 1 km thấp hơn. Vậy, sự tồn tại của các biên front
nghiêng đã tạo ra những građien áp suất ngang ở trong khí quyển tầng cao v tầng trung
Sự t~ơng tác của các điều kiện ở bề mặt v ở mực cao
Mặc dù thực tế l chúng ta thờng nói mực bề mặt v mực cao của khí
quyển, song chúng
không tách biệt hon ton; chúng chỉ l những bộ phận khác
nhau của một khí quyển duy nhất, kết nối đầy đủ v gắn bó với nhau. Các gió mực
cao ảnh hởng tới những điều kiện bề mặt thông qua sự phát sinh phân kỳ v hội
tụ dẫn tới sự hình thnh các xoáy thuận v xoáy nghịch bề mặt. Đồng thời, các hình
thế nhiệt độ ở trong khí quyển mực thấp có tác động tới tốc độ giảm áp suất theo độ

359
cao v do đó ảnh hởng tới dòng gió mực cao. Đặc biệt hơn nữa, các hình thế mực
cao với những hợp phần bắc-nam mạnh (dòng kinh hớng) l nguyên nhân hình
thnh các xoáy thuận vĩ độ trung bình ở phía xuôi gió của trục rãnh (nơi độ xoáy
giảm). Đồng thời, sự hiện diện của các front có thể gây nên các sóng di ở trong khí
quyển tầng cao. Sự kế cận với nhau thờng thấy của các front lạnh bề mặt v
những rãnh v sống mực cao đợc thể hiện trên hình 10.10.
Hình 10.10. Hiệu ứng của građien áp
suất thẳng đứng khác nhau ở hai
phía của các front nóng v lạnh dẫn

tới những rãnh v sống của đối l~u
quyển mực cao
Thực chất ở đây l sự kết nối qua lại giữa những hình thế bề mặt v những
hình thế ở trên cao cung cấp cơ sở để hiểu về chu kỳ sống của các xoáy thuận vĩ độ
trung bình. Mặc dù mô hình về sự phát sinh, trởng thnh v suy thoái xoáy thuận
do Bjerknes v các đồng nghiệp của ông đề xuất đã cho chúng ta một
mô tả tuyệt
vời về chu kỳ sống của các xoáy thuận vĩ độ trung bình, song các nh khoa học
trớc đây còn cha giải thích đợc những gì đằng sau những quá trình đó. Ngy
nay, chúng ta biết rằng những hình thế mực cao v sự phân kỳ, hội tụ gắn liền với
chúng có ảnh hởng tới phân bố áp suất (v do đó những biến đổi trong các xoáy
thuận vĩ độ trung bình) tại bề mặt. Hơn nữa, chúng ta biết rằng những hình thế
mực cao về phần mình chịu ảnh hởng của những điều kiện nhiệt độ gần bề mặt.
10-2 Những nguyên lý Vật lý:
Phân kỳ v hội tụ
Phân kỳ v hội tụ mực cao l những
biến đổi về diện tích phơng ngang m
một phần tử không khí chiếm cứ, nhng
tầm quan trọng thực sự của các quá trình
ny l ở những hiệu ứng của chúng đối
chuyển động thẳng đứng. Dới dạng đơn
giản nhất của nó, phân kỳ không l gì
khác ngoi không khí mở rộng ra một
diện tích phơng ngang lớn hơn (còn hội
tụ, dĩ nhiên l hon ton ngợc lại). Phân
kỳ v hội tụ có thể xuất hiện theo hai
cách: cách thứ nhất l do tăng hoặc giảm
tốc độ của không khí khi nó trôi. Cách
thứ hai l do không khí lan tỏa ra hoặc co
hẹp lại trên hớng vuông góc với hớng

chuyển động của không khí. Các quá
trình phân kỳ v hội tụ đã mô tả trớc
đây trong chơng ny có thể thuộc cả hai
dạng.
Phân kỳ tốc độ v hội tụ tốc độ
Phân kỳ tốc độ v hội tụ tốc độ xuất
hiện khi không khí chuyển động theo một
hớng không đổi nhng nhanh lên hoặc
chậm đi. Ta xét hai phần tử không khí, A
v B, trên hình 1. Cả hai phần tử chuyển

360
Hình 1. Sự hội tụ v phân kỳ tốc độ
động theo cùng một hớng, nhng phần
tử B chuyển động nhanh hơn, nh đã
thấy qua độ di của các mũi tên. Vì phần
tử dẫn trớc có tốc độ lớn hơn so với phần
tử phía sau nó, nên khoảng cách giữa hai
phần tử tăng lên theo thời gian (b). Đây
l một ví dụ về phân kỳ tốc độ.
Dạng phân kỳ ny tơng tự nh
những gì có thể diễn ra trong một cuộc
chạy đua với nhiều tay đua tại một tuyến
xuất phát. Lúc đầu các tay đua tụ tập co
cụm cùng nhau. Khi lệnh xuất phát phát
ra, những ngời ở phía trớc vợt lên
khỏi những ngời rớt xa ở phía sau do bị
cản bởi đám phía trớc. Đám tay đua dần
dần tha đi vì những ngời chạy nhanh
hơn vợt xa hơn những ngời chạy chậm

v cùng một số ngời bây giờ chiếm một
diện tích lớn hơn.
Vì tốc độ gió trên một bản đồ thời
tiết mực cao tỉ lệ thuận với khoảng cách
giữa các đờng đồng mức độ cao, chúng ta
có thể sử dụng những bản đồ ny để phân
định các vùng phân kỳ tốc độ. Cụ thể,
phân kỳ tốc độ xuất hiện ở nơi các đờng
đồng mức xích lại gần nhau hơn ở phía
xuôi gió. Trên hình 1c, tốc độ gió, đợc
thể hiện bằng độ di của các mũi tên,
tăng lên trên hớng của dòng v gây nên
phân kỳ tốc độ.
Hội tụ tốc độ xuất hiện khi không
khí chuyển động nhanh hơn tiến gần tới
không khí chuyển động chậm hơn ở phía
trớc. Trong ví dụ về những ngời chạy
thi, hội tụ có thể xuất hiện ở phía sau của
một đoạn xấu trên đờng đua, nó lm
giảm tốc độ chạy. Những ngời nhanh
nhất, đã vợt lên trớc những ng

ời
khác, l nh
ững ngời đầu tiên chạm đoạn
đờng xấu. Khi họ bị vớng ở đoạn đờng
xấu, những ngời chạy sau đuôi có cơ hội
đuổi kịp. Ton bộ nhóm tụ lại trong một
diện tích bé hơn v sự hội tụ xảy ra. Một
hiện tợng tơng tự xuất hiện trên hình

1d, ở đó xuất hiện hội tụ tốc độ.
Giãn tách v co cụm
Một kiểu phân kỳ v hội tụ thứ hai,
giãn tách v co cụm
, xuất hiện khi
không khí giãn tách ra hoặc co cụm lại
theo phơng ngang do những biến đổi của
hớng gió.
Hình 2. Sự giãn tách v co cụm
Trên hình 2a, một lợng không khí
xác định chứa trong diện tích bị tô đậm ở

361
giữa các điểm 1 v 3. Khi di chuyển đến
vùng giữa các điểm 2 v 4, cùng lợng
không khí đó chiếm một diện tích phơng
ngang lớn hơn. Đó l sự giãn tách, một
hình thế thờng xuất hiện khi độ xoáy
biến đổi gây nên sự phân kỳ. Sự co cụm
đợc biểu diễn trên hình 2b.
Nếu xem xét kỹ hình 2 sẽ phát hiện
thấy một quan hệ lý thú giữa các kiểu hội
tụ v phân kỳ khác nhau. Nhớ rằng sự
giãn tách xuất hiện ở nơi các đờng đẳng
độ cao trên một bản đồ mực cao tỏa rộng
ra ở hớng đón gió (sự co cụm xuất hiện
khi các đờng hội tụ). Song bởi vì những
đờng đẳng độ cao tỏa rộng ra, građien
áp suất phơng ngang giảm đi xuôi theo
gió v không khí trôi chậm lại. Điều đó,

dĩ nhiên, tạo ra hội tụ tốc độ. Nói khác đi,
một kiểu phân kỳ (giãn tách) đợc kèm
theo một kiểu hội tụ khác (hội tụ tốc độ).
Sự phân kỳ thực sự xảy ra nh thế no ở
phía xuôi gió của một trục rãnh khi sự
giãn tách v hội tụ tốc độ xuất hiện đồng
thời. Đáp án l trong phần lớn các tình
huống sự giãn tách ở phía xuôi gió của
trục rãnh lớn hơn một chút so với sự hội
tụ tốc độ, cho nên tổng của hai sẽ cho một
độ phân kỳ ròng.
Ví dụ về một xoáy thuận vĩ độ trung bình
Những mô tả v ví dụ về các rãnh, sống, xoáy thuận, xoáy nghịch v front đã
giới thiệu trong các chơng 4 v 9 cũng nh ở chơng ny thể hiện những hình thế
lý tởng hóa. Tuy nhiên, khí quyển thực có vẻ nh không biết về những bi học
trình by trong các sách giáo khoa khí tợng học v các điều kiện thực tế sinh động
thờng khác một cách đáng kể so với những ví dụ đã lý tởng hóa ny. Mặc dù vậy,
xoáy thuận xảy ra trong năm 1994 ở Bắc Mỹ l ví dụ về một xoáy thuận vĩ độ trung
bình khá điển hình.
Ngy 15 tháng 4
Hình 10.11 thể hiện các bản đồ thời tiết bề mặt v mực 500 mb v một tấm ảnh
vệ tinh của Mắc Mỹ vo ngy 15/4. Bầu trời trong, độ ẩm thấp v gió nhẹ thống trị
miền tây nớc Mỹ v tây nam Canađa. Trái lại, xoáy thuận vĩ độ trung bình bên
trên phần trung tâm phía bắc của nớc Mỹ đã mang tới gió mạnh, bầu trời đầy mây
v những trận ma ro nặng. Gió bề mặt trong cung nóng thổi từ các bang ở phía
nam lên phía bắc v quẹo một phần sang phía tây bắc khi nó tiếp cận tới tâm của
áp thấp. ở phía bắc v phía tây của hệ thống, không khí xoay ngợc kim đồng hồ
xung quanh áp thấp. Nhiệt độ trong cung nóng điển hình bằng từ 60 đến dới 70
o
F,

lớn hơn đáng kể so với nhiệt độ ở phía tây của front lạnh.
Tại mực 500 mb (hình 10.11b), một rãnh thấp biểu lộ rõ tồn tại ở về phía tây so
với vị trí của front lạnh bề mặt. Gió tây mạnh trên 100 km/h xuất hiện trên phần
phía tây của biên giới Canađa-Mỹ v sau đó trở thnh gió tây bắc khi thổi tới rãnh.
ở phía xuôi gió của trục rãnh, không khí lại thổi sang phía đông về phía Bắc Đại
Tây Dơng.
Ngay ở phía xuôi gió của trục rãnh, độ xoáy giảm đi ở bên trên miền bắc của
Missouri, Iowa v Minnesota. Nh chúng ta nghĩ, sự giãn tách ở trong vùng ny
dẫn đến phân kỳ ròng ở trên cao v áp thấp tại bề mặt. Về phía tây, xuôi theo chiều
gió của trục sống cao, hội tụ mực cao dẫn đến áp cao tại bề mặt tập trung trên phần
trung tâm Idaho.

362
Hình 10.11. Các bản đồ thời tiết bề mặt (a), mực 500 mb (b) v ảnh vệ tinh (c) ngy 15/4.
Hãy chú ý tới những vị trí của các front bề mặt đã đ~ợc lặp lại trên bản đồ mực 500 mb
Ngy 16/4
Trong 24 giờ tiếp theo (hình 10.12), xoáy thuận vĩ độ trung bình đã di chuyển
đi khoảng 800 km lên phía đông bắc. Nó vẫn mạnh lên, áp suất mực mặt biển giảm
5 mb so với sáng hôm trớc. Lúc đầu, một phần của xoáy thuận trở thnh bị suy
thoái ở phía bắc vùng hồ Great Lakes v những trận ma ro bao phủ phía đông
nam Canađa v phía đông bắc nớc Mỹ. Xoáy nghịch trên phía tây nớc Mỹ mở
rộng về phía đông nam v mạnh lên một chút tới một áp suất mực mặt biển cực đại
bằng khoảng 1027 mb.

363
Hình 10.12. Các bản đồ thời tiết v ảnh vệ tinh nh~ ở hình 10.11 cho ngy 16/4
Hình thế 500 mb (hình 10.12b) cho thấy một sự thay đổi đáng kể so với ngy
hôm trớc. Rãnh di chuyển sang phía đông v trục của nó đã thay đổi từ định
hớng bắc-nam của ngy hôm trớc sang định hớng tây bắc-đông nam. Rãnh thấp
cũng cờng hóa, với gió cực đỉnh bây giờ đạt tới khoảng 150 km/h ở trên phần trung

tâm phía đông nớc Mỹ. Một thay đổi thú vị nữa sau 24 giờ l đờng đồng mức
5280 m đã khép kín lại bên trên phía nam Ontario để hình thnh cái gọi l một áp
thấp sắp tn. Mặc dù dòng không khí chính di chuyển vòng quanh áp thấp v dần
dần thổi lan ra ngoi bản đồ, nhng một chuyển động xoay của không khí vẫn tiếp

364
tục ở trong phạm vi rãnh.
Ngy 17/4
Trong thời gian 24 giờ trớc buổi sáng ngy 17/4, tâm áp thấp bề mặt di
chuyển một khoảng cách ngắn về phía đông bắc, áp suất trung tâm không thay đổi
(hình 110.13). Đồng thời, front suy thoái quét lên phía bắc cho nên nó nằm trên một
hớng gần nh tây đến đông bên trên phía đông nam Canađa. Giáng thủy, chủ yếu
l tuyết, lác đác dọc theo biên front v tập trung ở gần tâm áp thấp về phía đông
của vịnh Hudson.
Hình 10.13. Các bản đồ thời tiết v ảnh vệ tinh nh~ ở hình 10.11 cho ngy 17/4

365
áp thấp mực cao (hình 10.13b) tiếp tục sâu thêm kể từ ngy hôm trớc, nh đã
đợc chỉ định bằng những độ cao thấp hơn của mực 500 mb. Không chỉ độ cao của
mực 500 mb tại tâm của áp thấp sắp tn đã giảm đi khoảng 90 m, m số đờng
đồng mức độ cao khép kín đã tăng lên tới 4 (so với trớc).
Hình 10.14. Các bản đồ thời tiết v ảnh vệ tinh nh~ ở hình 10.11 cho ngy 18/4
Ngy 18/4
Đến ngy 18/4 (hình 10.14), tâm của hệ thống áp thấp v phần lớn các biên
front đã di chuyển khỏi bản đồ bề mặt, nhng hệ thống vẫn còn thấy trên bản đồ
500 mb dới dạng rãnh rộng lấn xuống phía đông nam. Tuy nhiên, cho dù phần lớn

366
dân chúng của miền đông Canađa v Mỹ lo lắng, xoáy thuận vĩ độ trung bình
không còn ảnh hởng trực tiếp gì tới thời tiết nữa.

Các hình thế gió v thời tiết quy mô lớn
Chúng ta đã thấy rằng những biến thiên về độ xoáy mực cao tạo nên những
hình thế phân kỳ v hội tụ ảnh hởng tới sự hình thnh, cờng hóa v tan rã của
các xoáy thuận v xoáy nghịch bề mặt. Nh vậy, những chuyển động xoáy mạnh
của không khí mực cao có thể tạo ra các khu vực áp cao v áp thấp khác biệt tại bề
mặt. Mặt khác, không khí bên trên một vùng rộng lớn nh Bắc Mỹ thổi theo một
hớng thẳng về phía tây sẽ có độ xoáy đồng nhất, ít khả năng gây nên sự phân kỳ
hay hội tụ đáng kể ở mực cao.
Hình 10.15. Các hình thế dòng đới vĩ h~ớng (a) v kinh h~ớng (b)
Hãy so sánh các bản đồ 500 mb trên hình 10.15. Trên hình 10.15a các đờng
đồng mức độ cao thể hiện một hình thế đới vĩ hớng với một di chuyển theo hớng

367
bắc-nam nhỏ nhất. Trái lại, hình thế trên hình 10.15b thể hiện một hợp phần kinh
hớng mạnh.
Bởi vì chúng không có những biến thiên độ xoáy đáng kể, những hình thế đới vĩ
hớng cản trở sự phát triển của các xoáy thuận v xoáy nghịch mạnh. Do đó, chúng
thờng hay gắn liền với một hình thế quy mô lớn với gió nhẹ, trời bình lặng v
không có những khu vực giáng thủy rộng lớn. Chắc chắn có thể có những khu vực
giáng thủy cục bộ - v giáng thủy có thể thậm chí khá nặng, nh khi bị ảnh hởng
địa hình - nhng hoạt động đó thể hiện dới dạng loáng thoáng v rất phân tán.
Trái lại, dòng kinh hớng có thể dẫn đến hình thnh những xoáy thuận v xoáy
nghịch lớn. Nếu bạn nhìn lên một bản đồ thời tiết mực cao v thấy dòng kinh hớng
mạnh, thì bạn có thể kỳ vọng rằng một số khu vực đang trải qua những điều kiện
nhiều mây v ẩm ớt, còn một số khu vực khác thì lặng gió v khô. Nếu bạn thấy
một hình thế đới vĩ hớng, thì ít có khả năng cho những tơng phản nhiệt độ lớn
tồn tại hay ít khả năng có những khu vực rộng lớn với giáng thủy mạnh.
Kinh nghiệm cho thấy rằng các hình thế gió quy mô lớn ở trong khí quyển tầng
cao thờng hay ổn định, một kiểu hình thế chung ngự trị hng tuần hoặc lâu hơn
tại một thời gian. Sự ổn định nh vậy của một hình thế đới hoặc vĩ hớng có thể

dẫn đến những đợt khô hạn hoặc những giai đoạn giáng thủy nặng. Một hình thế
đới dai dẳng có thể lm cho những đợt khô hạn rất lớn xuất hiện do thiếu độ xoáy.
Các đợt khô khu vực có thể còn xuất hiện nếu một hình thế kinh hớng duy trì
nguyên tại một chỗ, với một đới hội tụ mực cao ở phía xuôi gió của một trục sống ổn
định ở bên trên một khu vực cụ thể.
Tác động điều khiển của các xoáy thuận vĩ độ trung bình
Gió mực cao có một tác động quan trọng nữa tới những điều kiện bề mặt thông
qua sự điều chỉnh hớng v tốc độ di chuyển của các hệ thống bề mặt. ở bên ngoi
vùng nhiệt đới, khí quyển tầng cao bao gồm một hợp phần dòng từ tây sang đông
mạnh. Ngoi ra, kinh nghiệm cho chúng ta biết rằng cả xoáy thuận v xoáy nghịch
bên ngoi vùng nhiệt đới thờng di chuyển về phía đông. Hai thực tế ny không
phải l đơn thuần trùng hợp ngẫu nhiên. Thật vậy, sự di chuyển của các hệ thống
bề mặt có thể đợc dự báo theo hình thế 500 mb, các hệ thống bề mặt di chu
yển
trên gần cùng một hớng nh dòng ở mực 500 mb, với tốc độ bằng khoảng một nửa.
Tuy nhiên, hãy nhớ rằng hình thế gió mực 500 mb biến thiên theo thời gian, thnh
thử việc dự báo đờng đi của một xoáy thuận bao gồm không chỉ phải theo dõi dòng
ở mực cao v chấp nhận một sự di chuyển không đổi song song với hình thế đờng
đồng mức độ cao hiện thời; ta còn phải dự báo sự biến đổi của hình thế 500 mb.
Nhiều xoáy thuận vĩ độ trung bình có xuất xứ của mình ở phía bắc Thái Bình
Dơng, ngoi khơi của Nhật Bản. Khi đạt tới quần đảo Aleut của Alaska, các hệ
thống có thể suy thoái, di chuyển về phía đông nam hoặc tiếp tục trên đờng đi
sang phía đông qua British Columbia. Đờng đi khả dĩ nhất m các xoáy thuận đạt
tới Bắc Mỹ thay đổi theo mùa, những đờng di c lên phía bắc thuận lợi trong mùa
hè, còn di chuyển xuống phía đông nam có xác suất xuất hiện tăng lên trong mùa

368
đông.
Xét về trung bình, thì gió mực cao trong mùa đông khoảng hai lần mạnh hơn
so với trong mùa hè. Trong thời gian mùa đông, bức xạ ròng giảm nhanh khi vĩ độ

tăng, gây nên một građien nhiệt độ theo vĩ độ lớn hơn so với građien trong mùa hè
(chơng 3). Điều ny dẫn đến những građien áp suất (v gió) lớn hơn ở trong khí
quyển tầng cao. Nh vậy, không bất ngờ, các xoáy thuận vĩ độ trung bình thờng di
chuyển nhanh hơn trong mùa đông.
Mặc dù một xoáy thuận vĩ độ trung bình mùa đông có thể có nhiều đờng đi
khác nhau qua Bắc Mỹ, song hai quỹ đạo đặc biệt phổ biến: tuyến Alberta Clipper
v tuyến áp thấp Colorado (hình 10.16). Tuyến Alberta Clipper liên quan tới dòng
vĩ hớng v một dòng xiết cực, chúng quét qua miền nam Canađa v niền bắc nớc
Mỹ. Mặc dù nó có thể gây nên những điều kiện lạnh, song tuyết rơi thờng nhẹ.
Trái lại, một số xoáy thuận vĩ độ trung bình di chuyển ở xa hơn về phía nam trên
miền tây của Bắc Mỹ sinh ra những tâm áp thấp mới khi chúng đi qua bên trên dãy
núi trung tâm Rocky Mountains. Sau đó chúng đi theo một quỹ đạo từ miền bình
nguyên phía nam tới miền đông bắc nớc Mỹ v miền đông Canađa. Những trận
bão ny thờng ấm hơn v chứa lợng hơi nớc lớn hơn trong không khí, hay sinh
ra tuyết rơi cực nặng.
Hình 10.16. Các quỹ đạo bão mùa đông điển hình. Quỹ đạo Alberta Clipper (1) xuất hiện
trong hình thế từ tây sang đông dọc theo biên giới Mỹ - Canađa. Quỹ đạo áp thấp
Colorado (2) di chuyển tới phía đông bắc từ miền bình nguyên phía nam. Một số cơn bão
có xuất xứ ở gần vịnh Mexico v di chuyển lên phía bắc dọc theo đới bờ phía đông (3)
Những trận bão đôi khi còn có thể có xuất xứ ở về phía nam của front cực (trái
ngợc với mô hình gốc của các nh khí tợng học Na Uy thuở xa) v có thể di
chuyển lên phía bắc dọc miền đông Hoa Kỳ. Những trận bão nh vậy lm nên bão

369
thế kỷ vo tháng 3 năm 1993, với gió lớn v lợng tuyết phá kỷ lục ở bên trên một
phần ba diện tích miền đông của nớc Mỹ.
Sự di chuyển của các xoáy thuận bề mặt so với các sóng Rossby
Để cho một xoáy thuận vĩ độ trung bình hình thnh, phải có sự phân kỳ ở mực
cao. Nếu có phân kỳ mạnh hơn ở trên cao so với hội tụ ở gần bề mặt, thì áp thấp bề
mặt sẽ sâu hơn v một xoáy thuận hình thnh. Nếu hội tụ tại bề mặt vợt trội

phân kỳ ở trên cao, thì áp thấp dần dần bị lấp đầy v ngừng tồn tại.
Mặc dù nơi tối u để cho các xoáy thuận vĩ độ trung bình phát triển l ở ngay
phía dới của đới độ xoáy giảm ở trên cao, các xoáy thờng không duy trì ở một vị
trí cố định so với rãnh mực cao. Ngợc lại, chúng thờng di dịch sang xung quanh
sao cho chúng di chuyển trong cùng một hớng (v với tốc độ bằng một nửa) của gió
tại mực 700 mb - điển hình bằng khoảng 3 km bên trên bề mặt. Hình 10.17 thể
hiện một tâm áp suất bề mặt thấp dần dần di chuyển về phía đông bắc so với một
sóng Rossby. Trong khi diễn biến nh vậy, nó dịch ra khỏi khu vực phân kỳ cực đại
ở bên trên v tiến hóa khi di chuyển đi. Nó trải qua những giai đoạn khác nhau của
chu kỳ sống của mình, thờng suy thoái v tan rã khi nó tiếp cận tới sống mực cao.
Hình 10.17. Các tâm áp cao v áp thấp có thể di chuyển so với sóng Rossby ở bên trên
Quan điểm hiện đại - các xoáy vĩ độ trung bình v các đai chuyền
Chúng ta đã xem xét cấu trúc của các xoáy thuận vĩ độ trung bình tại bề mặt
v ở trong đối lu quyển tầng trung, nhng chúng ta không nên bỏ qua thực tế