Thời tiết và khí hậu - Phần 3 Phân bố và chuyển động của không khí - Chương 8 doc

Phần 3 - Phân bố v} chuyển động
của không khí
Chơng 8
Hon lu khí quyển v phân bố áp suất
Trong mùa hè năm 1999, những bộ phận rộng lớn ở miền đông nớc Mỹ v
Canađa đã trải qua một số tuần rất nóng, nhiệt độ liên tục giữ cao hơn 38
o
C. Nhiệt
độ cao, cộng với ma ít, đã cng lm căng thẳng vấn đề thiếu nớc bắt đầu từ mùa
hè khô năm 1998 (hình 8.1). Đến giữa năm 1999, phần lớn khu vực, nhất l những
bang trung tâm phía Đại Tây Dơng, bị trong rơi vo tình trạng khô hạn tồi tệ nhất
trong nhiều thập niên. Các dòng chảy sông v mực nớc hồ chứa cực thấp, buộc
chính quyền một số bang phía đông phải công bố tình trạng khẩn cấp về khô hạn,
cấm sử dụng nớc phí phạm nh tới vờn v rửa xe.
Hình 8.1. Hoa mu bị khô héo do khô hạn kéo di
Thiệt hại nông nghiệp ớc tính khoảng 800 triệu đô la. Nóng v khô hạn đã
lm suy giảm nghiêm trọng sản lợng thu hoạch của nhiều nông dân. Những ngời
khác lại bị dính một vấn đề khác: sản phẩm chín sớm bất thờng gây nên d thừa
hng hóa v hạ giá. Những đợt giảm giá nh vậy đã lm cho những chủ trại nh
Dale Benson ở Delawere không bán nổi sản phẩm của mình tại chợ địa phơng.
Khô hạn còn reo rắc những hnh vi bất thờng của động vật. Ví dụ, những con
gấu đen đi lang thang ở các vùng ngoại ô những thnh phố lớn để tìm kiếm thức ăn.
Một con gấu xuất hiện chỉ cách khu trung tâm của Baltimore 15 km, một chú khác

274
đột nhập vo một phòng ăn gia đình ở gần Stillwater, bang New Jersey.
Những sự kiện kiểu ny thờng xuất hiện do các tình thế áp suất một khi đã
hình thnh thì giữ ổn định trong những khoảng thời gian di bất thờng. Tình hình
chỉ nhẹ bớt khi tình thế áp suất thay đổi khác đi cho phép những điều kiện ẩm hơn.
Trong chơng 4 chúng ta đã thấy rằng áp suất khí quyển biến thiên từ nơi ny đến

nơi khác, nhng sự phân bố của nó ngẫu nhiên. Ngợc lại, một số hình thế rất xác
định thống trị sự phân bố của áp suất v trờng gió trên bề mặt Trái Đất. Những
hình thế quy mô lớn nhất, gọi l hon lu chung, có thể xem nh một nền để trên
đó những sự kiện bất thờng xuất hiện, nh khô hạn vừa mô tả ở trên. Tơng tự,
thậm chí những biến thiên gió v áp suất hng ngy thông thờng có thể xem nh
l các sai khác so với hon lu chung.
Mục đích trớc hết của chúng ta trong chơng ny l mô tả những chuyển động
gió thống trị ton hnh tinh v xem xét những quá trình phát sinh ra chúng.
Chẳng hạn, chúng ta xét những quan hệ qua lại giữa trờng gió với khí quyển lớp
trên v khí quyển lớp dới cũng nh những mối liên hệ kết nối diễn ra giữa biên
phân cách của bề mặt các đại dơng v khí quyển tầng thấp. Sau đó chúng ta xem
xét những tình thế gió v áp suất ở quy mô không gian v thời gian
nhỏ hơn tiếp
sau. Chơng ny sẽ kết thúc với vấn đề tơng tác khí quyển - đại dơng.
Mô hình một nhân
Các nh khoa học đã tìm cách mô tả những sơ đồ hon lu chung nhiều thế kỷ
nay. Ngay từ năm 1735, một nh vật lý ngời Anh, George Hadley (1685-1768) đã
đề xuất một sơ đồ hon lu chung đơn giản đợc gọi l mô hình một nhân (ổ) để
mô tả chuyển động tổng quát của khí quyển. Một trong những mục đích chính của
ông l để giải thích vì sao những ngời đi biển thờng rất hay thấy gió thổi từ phía
đông sang phía tây ở các vĩ độ thấp. (Ngời ta gọi gió thổi từ phía đông sang phía
tây hoặc từ phía tây sang phía đông l gió vĩ hớng; còn gió chuyển động từ phía
bắc xuống phía nam hoặc từ phía nam lên phía bắc - l gió kinh hớng
*
). Sơ đồ lý
tởng hóa của Hadley, đợc thể hiện trên hình 8.2a, đã giả thiết một hnh tinh
đợc bao phủ bởi một đại dơng duy nhất v đợc đốt nóng bằng một Mặt Trời cố
định luôn nằm trên đỉnh đầu tại xích đạo. Hadley cho rằng sự đốt nóng mạnh tại
xích đạo gây nên một sơ đồ hon lu, trong đó không khí bị giãn nở theo phơng
thẳng đứng lên phía khí quyển tầng trên, phân kỳ về phía hai cực, chìm trở lại bề

mặt v quay trở lại xích đạo. Tuy nhiên, Hadley không nghĩ gió sẽ đơn giản chuyển
động tới phía bắc v tới phía nam. Ngợc lại, ông tin rằng sự quay của Trái Đất sẽ
lm lệch đờng không khí sang bên phải ở Bắc bán cầu v sang bên trái ở Nam bán
cầu, dẫn tới gió bề mặt hớng đông-tây đã thể hiện trong hình vẽ.
*
*
Giú him khi l thun tỳy v hng hay thun tỳy kinh hng, m ngc li thng chuyn ng trong
mt hng trung gian. Trong trng hp ny, chỳng ta s xem giú cú hai hp phn, mt hp phn v
hng v mt hp phn kinh hng. Cú th hai hp phn bng nhau (nh trong giú tõy nam), song núi
chung mt hp phn s ln hn hp phn khỏc.
*
Hadley ó sng trong nhng nm 1685-1768, trc khi Gaspard de Coriolis (1792-1843) mụ tnh
lng v lng gia tc do chuyn ng xoay ca Trỏi t. Mc dự vy, Hadley ó cú mt nhn thc nh
tớnh v lc Coriolis v ỏp dng nú vo mụ hỡnh ca ụng.

275
Hình 8.2. Mô hình một nhân (a) v mô hình ba nhân (b) của áp suất khí quyển v gió. Trong mô
hình một nhân không khí nở lên trên, phân kỳ tới các cực, hạ xuống v trôi trở về xích đạo ở gần
bề mặt. Trong mô hình ba nhân hon l~u Hadley do nhiệt điều khiển chỉ giới hạn ở các vĩ độ thấp.
Hai nhân khác (có vẻ lý thuyết hơn hiện thực) tồn tại ở mỗi bán cầu, đó l nhân Ferrel v nhân cực
Những cống hiến chính của Hadley l đã chỉ ra rằng những chênh lệch về đốt
nóng l nguyên nhân của các chuyển động vĩ mô ổn định (gọi l những houn lou do
chế độ nhiệt quyết định) v rằng gió vĩ hớng có thể l do sự lệch hớng của gió
kinh hớng. Tuy nhiên, ý tởng của ông về một nhân lớn duy nhất trong mỗi bán
cầu không đợc hữu ích cho lắm.
Một mô hình có phần hon thiện hơn đã diễn đạt hon lu chung một cách khá
hơn - mặc dù vẫn rất đơn giản hóa. Đó l mô hình ba nhân (hình 8.2b), do nh

276
khí tợng học ngời Mỹ William Ferrel (1817-1891) đề xuất năm 1865.

Mô hình ba nhân
Mô hình ba nhân phân chia hon lu của mỗi bán cầu thnh ba nhân riêng
biệt: nhân Hadley do nhiệt điều khiển lm cho không khí hon lu giữa vùng
nhiệt đới v các vùng cận nhiệt đới, một nhân Ferrel nằm ở các vĩ trung bình v
một nhân cực.
*
Tuy l hiện thực hơn mô hình một nhân, mô hình ba nhân vẫn còn
chung chung đến nỗi chỉ có những bộ phận của nó thực sự xuất hiện trên thế giới
thực. Mặc dù vậy, các tên của nhiều đai gió v áp suất của mô hình ny đã trở nên
xác định hơn trong hệ thống thuật ngữ hiện đại của chúng ta, v điều quan trọng l
chúng ta hiểu đợc những đai giả định đó nằm ở đâu.
Nhân Hadley
Dọc theo xích đạo, sự đốt nóng mạnh của Mặt Trời lm cho không khí nở ra lên
phía trên v phân kỳ về phía các cực. Điều đó tạo nên một đới áp suất thấp tại xích
đạo gọi l áp thấp xích đạo, hay đới hội tụ nội chí tuyến (ITCZ). Những
chuyển động thăng thống trị trong khu vực ny thuận lợi cho sự hình thnh những
trận ma ro mạnh, đặc biệt vo buổi chiều. Giáng thủy mạnh gắn liền với đới hội
tụ nội chí tuyến đợc quan sát thấy trên các bản đồ thời tiết v ảnh vệ tinh (hình
8.3). Hãy để ý trên hình rằng áp thấp xích đạo tồn tại không phải nh một dải phủ
mây đồng nhất, m nh một đới chứa nhiều đám mây đối lu. Dải hội tụ nội chí
tuyến l một đới vĩ độ ma nhiều nhất trên ton thế giới, nhiều nơi có đến hơn 200
ngy ma mỗi năm. Hãy hình dung bạn sẽ cảm thấy buồn chán nh thế no trong
một môi trờng nh vậy, những buổi chiều nóng, ẩm với những trận ma ro suốt
cả năm. Chính vì lẽ đó m dải hội tụ nội chí tuyến đôi khi bị gọi l những nơi u ám.
Trong phạm vi nhân Hadley, không khí ở tầng đối lu trên chuyển động về
phía cực tới vùng cận nhiệt đới, đến khoảng vĩ độ từ 20
o
đến 30
o
. Khi di chuyển,

không khí đòi hỏi phải tăng chuyển động từ tây sang đông, chủ yếu bởi vì bảo ton
động lợng góc (xem chuyên mục 8-1: Những nguyên lý vật lý: Những vấn đề với mô
hình một nhân). Hợp phần hớng tây ny tỏ ra mạnh đến nỗi không khí trôi vòng
quanh Trái Đất hai lần trớc khi đạt tới điểm đến cuối cùng ở các vùng cận nhiệt
đới. Nói cách khác, không khí mực trên đi theo một đờng xoắn lớn ra khỏi các
vùng nhiệt đới, trong đó chuyển động vĩ hớng mạnh hơn nhiều so với hợp phần
kinh hớng. Ngoi những thứ khác, điều ny giải thích vì sao vật chất giải phóng
từ những vụ phun tro núi lửa vùng nhiệt đới lan tỏa nhanh trên một khoảng cách
rộng theo kinh độ.
*
Bn cú th phõn võn, Ti sao ba nhõn m khụng phi mt con s khỏc? Nhng ai giú ny xut hin
nh s tng tỏc gia tc chuyn ng xoay ca Trỏi t v graien nng lng gia xớch o v cỏc
cc. Nu Trỏi t xoay nhanh hn, chỳng ta cú th k vng nhiu ai hn. Nh sao Mc, xoay quanh
trc ca nú trong 11 gi, cú nhiu ai, ch khụng phi ch cú ba trong mi bỏn cu.

277
Hình 8.3. Dải hội tụ nội chí tuyến (nhiệt
đới) đ~ợc nhìn thấy nh~ một băng mây
đối l~u v m~a ro trải rộng từ phía bắc
Nam Mỹ ra ngoi Thái Bình D~ơng trên
tấm ảnh vệ tinh ny
Khi đạt tới vĩ độ khoảng 20
o
đến 30
o
, không khí trong nhân Hadley chìm xuống
phía bề mặt để hình thnh các cao áp cận nhiệt đới, đó l những đới áp suất bề
mặt cao. Vì không khí giáng bị nóng lên đoạn nhiệt, sự hình thnh mây rất bị cản
trở v những điều kiện hoang mạc rất phổ biến ở những vùng cận nhiệt đới. Các cao
áp cận nhiệt đới nói chung có građien áp suất bé v gió yếu. Những điều kiện nh

vậy có ảnh hởng cực tiểu tới giao thông khoảng cách xa ngy nay. Nhng ở thời kỳ
tiền công nghiệp, khi m các tu viễn dơng phụ thuộc vo gió thì thiếu vắng gió l
một thảm họa. Những con tu cắt ngang qua Đại Tây Dơng từ châu Âu đến Thế
giới mới rất ngại bị dừng giữa đại dơng trong khi đi ngang qua vùng nhiệt đới.
Nhiều khi hng hóa trên tu l gia súc v ngựa để mang bán cho Thế giới mới v
nhiều chuyện kể rằng thủy thủ của các tu bị trễ phải quẳng cả ngựa của mình
xuống đại dơng. Con tu bị quẳng hng hóa đã vay mợn cái tên của mình bằng
thứ tên gọi theo kiểu nói lóng l những vĩ độ ngựa.
ở Bắc ban cầu, khi građien áp suất hớng không khí bề mặt từ vùng áp cao
cận nhiệt đới về phía dải hội tụ nhiệt đới, lực Coriolis yếu lm lệch không khí một
chút sang phía bên phải để hình thnh đới gió mậu dịch đông bắc (hay đơn giản
l tín phong đông bắc). ở Nam bán cầu, không khí chuyển động về hớng bắc từ
cao áp cận nhiệt đới bị lệch sang bên trái để tạo thnh gió mậu dịch đông nam.
Hãy chú ý rằng gió mậu dịch tồn tại trong một lớp khí quyển khá mỏng. Nếu lên
cao dần trong đối lu quyển, những chuyển động hớng đông suy yếu dần v
cuối
cùng bị thay thế bởi chuyển động hớng tây ở bên trên. Tất cả các áp cao cận nhiệt
đới, áp thấp xích đạo, gió tín phong v chuyển động hớng tây ở mực trên cùng
nhau hình thnh nên các nhân Hadley. Vì do nhiệt sinh ra, hon lu Hadley mạnh
nhất vo mùa đông, khi građien nhiệt độ lớn nhất.

278
8-1 Những nguyên lý vật lý:
Những vấn đề với mô hình một nhân
Mô hình hon lu một nhân của
Hadley l một mô hình đơn giản dựa trên
sự đốt nóng bề mặt Trái Đất không đều.
Trái ngợc với mô tả của Hadley, hon
lu do chế độ nhiệt chế ngự chỉ chiếm cứ
một dải vĩ độ giữa khoảng 30

o
N v 30
o
S.
Tại sao mô hình một nhân không phủ
khắp từng bán cầu thay vì chỉ một đới
gần nhiệt đới? Câu trả lời l quy về tính
chất bảo toun của mô men góc.
Giống nh một một vật chuyển động
trên một đờng thẳng có mô men thẳng,
một vật chuyển động theo một quỹ đạo
tròn có mô men góc. Nếu chúng ta khởi
động một trọng vật quay ở đầu dây nh
trên hình 1, ta thấy sợi dây quét một góc
lập thể tăng dần, từ đó có thuật ngữ mô
men góc. Giá trị mô men góc rõ rng tăng
theo khối lợng của vật (hãy hình dung
ta muốn dừng một vật rất nặng đang
chuyển động). Mô men góc cũng tăng
theo tốc độ, bởi vì nếu quay nhanh hơn
thì mỗi giây sẽ quét đợc một diện tích
lớn hơn. Cuối cùng, mô men góc tăng lên
theo bán kính, cũng l vì một diện tích
lớn hơn sẽ đợc quét trong một đơn vị
thời gian.
Tóm lại, ta có thể nói rằng mô men
góc bằng tích của khối lợng, tốc độ v
bán kính, hay
mvrA = ,
ở đây

A mô men góc,
m
khối lợng v
r bán kính quay.
Nếu mô men góc đợc bảo ton, thì
const=A
. Mệnh đề đơn giản ny có một
số hệ quả quan trọng. Ví dụ, giả sử ta
giảm bán kính bằng cách rút ngắn sợi
dây lại. Vì
r giảm, tốc độ phải tăng lên,
ngay cả khi ta không quay mạnh hơn.
Chính hiện tợng ny giúp cho vận động
viên nhảy cầu xoay v nho lộn trong
không khí. Sau khi rời ván nhảy, mô men
góc của ngời nhảy đợc cố định. Khi gập
ngời lại, ép chân tay vo sát tâm khối,
ngời ta sẽ quay rất nhanh. Lúc kết thúc
cú nhảy, ngời ta duỗi thẳng ngời ra,
giảm tốc độ xoay để tiếp nớc thẳng đứng
không quay v nhận đợc điểm cao. Điều
đáng chú ý l ngời nhảy không thể điều
chỉnh mô men góc của họ trong không
khí, m phải rời ván với mô men chính
xác cần thiết cho một cú nhảy cụ thể.
Bây giờ xét chuyển động xoay của
Trái Đất. Tại xích đạo, mỗi điểm cố định
trên bề mặt đi đợc một khoảng cách
bằng chu vi của hnh tinh l 40000 km
trong chu kỳ 24 giờ. Điều ny cũng áp

dụng cho một phần tử không khí cố định
so với bề mặt. Tại các vĩ độ cao hơn, chu
vi bé hơn, nên phần tử dừng đi đợc
khoảng cách ngắn hơn trong thời gian
một ngy. Ví dụ, tại 40
o
thì tốc độ vo
khoảng 31000 km/ngy.
Bây giờ ta xem điều gì xảy ra khi
một khối lợng không khí xác định di
chuyển từ xích đạo về phía cực Bắc. Khi
đi về phía cực,
r giảm, nên v phải tăng
nếu mô men góc bảo ton. Tại vĩ độ 40
o
,
v
lớn hơn khoảng 30 %, hay 52000
km/ngy. Nói cách khác, phần tử đang
chuyển động về phía đông với tốc độ
52000 km/ngy khi nó di chuyển vòng
quanh trục xoay. Tại vĩ độ đó, bề mặt chỉ
di chuyển với tốc độ 31000 km/ngy, cho
nên phần tử đang chuyển động bên trên
bề mặt. Đứng trên mặt đất, chúng ta sẽ
thấy tốc độ gió bằng 21000 km/ngy
(52000 trừ đi 31000). Đó l một giá trị rất
lớn, tơng đơng với một tốc độ gió 243
m/s!
Theo mô hình một nhân, không khí

ở mực cao thổi liên tục từ vùng xích đạo
tới các cực. Nhng nếu nh vậy, sự bảo
ton mô men góc sẽ mang lại cho không
khí di chuyển hớng về cực một tốc độ
cao không tởng tợng nổi - lớn hơn
nhiều so với tốc độ chúng ta từng thấy
trong các vòi rồng thậm chí mạnh nhất.
Những lý do vật lý ngăn cản không cho
không khí duy trì đợc những dòng gió
lớn nh vậy, bởi vì thậm chí chỉ một
nhiễu động nhỏ ngẫu nhiên sẽ có thể lm

279
Hình 1. Chuyển động quay của một vật ở đầu dây (a) minh họa cho sự bảo ton mô men góc.
Khi sợi dây bị kéo ngắn lại (b), tốc độ quay của nó tăng lên để duy trì mô men góc không đổi
cho gió bị phá vỡ thnh nhiều cuộn xoáy
với các chuyển động bắc-nam rất mạnh.
Mô hình một nhân còn gặp phải một
thách thức khác, cũng liên quan tới sự
bảo ton mô men góc. Nhìn một cách tổng
thể, tổng mô men của cả Trái Đất l một
hằng số - không có bất kỳ một ngọai lực
no ở ngoi hnh tinh của chúng ta tác
động để lm tăng hay giảm vận tốc quay
của nó. (Chúng ta bỏ qua sự biến đổi lực
hấp dẫn gây ra do sự dịch chuyển của các
hnh tinh, hay những yếu tố thứ yếu
khác). Một mô men góc đợc trao đổi giữa
Trái Đất với khí quyển, do lực ma sát, khi
không khí chuyển động trợt trên bề mặt

Trái Đất. Đối với trờng hợp gió tây, mô
men đợc truyền từ khí quyển đến bề
mặt Trái Đất, do không khí đợc đẩy
theo hớng của chuyển động quay của
Trái Đất. Tơng tự, đối với trờng hợp gió
đông, mô men đợc truyền từ bề mặt Trái
Đất vo khí quyển.
Trong mô hình một vòng đơn, gió
Đông sẽ đợc tạo ra ở khắp mọi điểm trên
Trái Đất. Nếu nh điều ny xảy ra, Trái
Đất sẽ truyền westerly mô men vo khí
quyển tại mọi điểm, v điều ny sẽ dẫn
Khí quyển đến chỗ bị phá hủy trong vòng
1 hoặc 2 tuần lễ. Để tránh đợc vấn đề
ny, ở đâu đó cần phải có gió Tây dung
hòa đới gió Đông. Nói một cách cụ thể,
tổng mô men chuyển từ mặt đất vo khí
quyển (tính trung bình cho ton bộ Trái
Đất) phải bằng tổng mô men đợc chuyển
từ khí quyển trở lại lớp bề mặt. Do vậy,
mô hình một hon lu duy nhất l không
khả thi áp dụng cho Trái Đất cũng nh
cho bất kỳ một h
nh tinh no chu
yển
động xoay.
Các nhân Ferrel v nhân cực
Theo mô hình ba nhân, nhân Hadley chịu trách nhiệm về chuyển động v phân
bố không khí bên trên khoảng một nửa bề mặt Trái Đất. Trực tiếp án ngữ bên cạnh
nhân Hadley ở mỗi bán cầu l nhân Ferrel, nó lu chuyển không khí giữa các áp

cao cận nhiệt đới v các áp thấp cận cực, hay những khu vực áp suất thấp. ở

280
cạnh phía xích đạo của nhân Ferrel, không khí từ cao áp cận nhiệt đới Bắc bán cầu
thổi về phía cực bị lệch hớng một cách đáng kể về bên phải, tạo nên một đai gió gọi
l đai gió tây. ở Nam bán cầu, lực građien áp suất dồn không khí về phía nam,
nhng lực Coriolis lm lệch nó sang bên trái - do đó cũng tạo nên một đới gió tây ở
bán cầu ny. Không giống nhân Hadley, nhân Ferrel đợc tởng tợng nh một
nhân không trực tiếp, nghĩa l nó không sinh ra từ những chênh lệch về độ đốt
nóng, m ngợc lại, đợc gây nên bởi sự chuyển tiếp của hai nhân kế cận. Hãy hình
dung ba con bi đợc đặt liền nhau, từng con bi chạm với con bi khác. Nếu hai
con bi phía ngoi cùng xoay trong một hớng, thì ma sát sẽ lm cho con bi ở giữa
chuyển động. Vậy, nhân Ferrel thể hiện cùng một kiểu quay khép kín nh các nhân
khác, nhng vì những nguyên nhân khác.
Trong các nhân cực của mô hình ba nhân, không khí tại bề mặt di chuyển từ
các áp cao cực tới các áp thấp cận cực. Giống nh các nhân Hadley, các nhân cực
đợc xem l những hon lu điều khiển bởi nhiệt. So với các cực, không khí tại các
địa điểm cận cực hơi ấm hơn, nó l không khí nâng lên ở trong vùng áp suất bề mặt
thấp. Những điều kiện rất lạnh ở các cực tạo ra áp suất bề mặt cao v chuyển động
ở mực thấp về phía xích đạo. Trong cả hai bán cầu, lực Coriolis lm lệch hớng
không khí để hình thnh một đới gió đông cực ở trong khí quyển tầng thấp.
Đối chiếu mô hình ba nhân với hiện thực: những điểm chủ yếu nhất
Các đai gió v áp suất của mô hình ba nhân có mô tả đúng những hình thế
trong thế giới hiện thực không? Câu trả lời l: có vẻ nh vậy. Chúng ta đã thấy
rằng giải hội tụ nhiệt đới l
h
iện thực đủ để có thể quan trắc đợc từ vũ trụ v rằng
nhiều vùng hoang mạc đang tồn tại ở những vị trí dự báo của chúng. Hơn nữa, các
dòng gió mậu dịch l những dòng ổn định nhất trên Trái Đất. Phải nói rằng hon
lu Hadley cung cấp một bằng chứng rất tốt về những chuyển động vĩ độ thấp. Mặt

khác, các nhân Ferrel v các nhân cực không hon ton thể hiện tốt trong thực tế,
mặc dù chúng có một số biểu lộ trong khí hậu thực tế.
Nếu xét theo các trờng gió bề mặt, nhiều vĩ độ trung bình đợc trải nghiệm
các gió tây mạnh m mô hình đã mô tả, đacự biệt ở Nam bán cầu. Dĩ nhiên, các
điều kiện địa phơng thờng hay lm lu mờ mất xu thế (thực tế, nhiều vùng ở phần
trung tâm nớc Mỹ bị thống trị bởi một dòng gió nam trong thời gian mùa hè). Để
thấy đợc một hình thế ổn định của các dòng gió đông cực trong chế độ gió tổng
cộng thậm chí còn khó hơn. Chúng xuất hiện trong các giá trị trung bình hạn di,
nhng không phải l một đai gió thể hiện rõ rệt nh các đai gió mậu dịch.
Nếu xét theo các chuyển động mực cao, mô hình ba nhân l hon ton không
hiện thực. Chẳng hạn, ở nơi m nhân Ferrel đề xuất chuyển động đông trong đối
lu quyển tầng cao thì ở nơi đó lại ngự trị gió tây. Hơn nữa, những nhân đổi hớng
lớn không tồn tại ở bên ngoi các đới Hadley. Do đó, mô hình ba nhân chủ yếu chỉ
cung cấp một điểm khởi đầu cho việc xem xét một cách chi tiết hơn. Nhng có lẽ
những nhợc điểm của nó không có gì ngạc nhiên, nếu biết rằng nó cha tính đến
những tơng phản lục địa - đại dơng hay ảnh hởng của địa hình bề mặt, hai
nhân tố chắc chắn phải ảnh hởng tới trờng gió v áp suất hnh tinh.

281
Các nhân áp suất bán vĩnh cửu
Mô hình ba nhân cho chúng ta một xuất phát điểm tốt để mô tả phân bố chung
của gió v áp suất, nhng thế giới thực không bị bao phủ bởi một loạt các đai hon
ton khép kín vòng quanh địa cầu. Ngợc lại, chúng ta thấy một số nhân áp suất
cao v thấp bán vĩnh cửu thay đổi, nh đã thể hiện trên hình 8.4. Chúng đợc
gọi l bán vĩnh cửu bởi vì chúng trải qua những biến đổi mùa về vị trí v cờng độ
trong quá trình một năm. Một số trong những nhân đó xuất hiện do những chênh
lệch nhiệt độ, một số khác do các quá trình động lực học (có nghĩa rằng chúng liên
quan tới những chuyển động của khí quyển). Trong số những thnh tạo nổi bật
nhất ở Bắc bán cầu trong mùa đông (hình 8.4a) có: các áp thấp Aleut v Icelandia -
tuần tự ở trên Thái Bình Dơng v Đại Tây Dơng, áp cao Siberia trên phần trung

tâm châu á. Trong mùa hè (hình 8.4b), những nhân phát triển nhất l: các áp cao
Hawaii v Bermuda-Azores của Thái Bình Dơng v Đại Tây Dơng, áp thấp Tibet
ở Nam á.
Kích thớc, cờng độ v vị trí của các nhân bán vĩnh cửu biến đổi một cách
đáng kể từ mùa hè tới mùa đông. Trong thời gian mùa đông, một áp thấp Icelandia
mạnh chiếm cứ một phần rộng lớn của Bắc Đại Tây Dơng, còn áp cao Bermuda-
Azores xuất hiện thnh một xoáy nghịch nhỏ, yếu. Trong mùa hè, áp thấp Icelandia
suy yếu đi v giảm thiểu về kích thớc, nhng áp cao Bermuda-Azores mạnh lên v
mở rộng. Thậm chí một cách kịch tính hơn, áp cao Siberia của mùa đông ở phần
phía trong của châu á nhờng chỗ cho áp thấp Tibet của mùa hè. Nh chúng ta sẽ
thấy sau trong chơng ny, sự chuyển đổi mùa trong phân bố của các nhân bán
vĩnh cửu đóng vai trò quan trọng đối với các hình thế hon lu quan trọng nhất của
Trái Đất - gió mùa của miền nam v
đông nam châu á.
Chúng ta
đã nhắc tới trớc đây rằng nhân Hadley dễ dng thấy trong thế giới
thực, với dải hội tụ nhiệt đới xuất hiện bên trên phần lớn các vùng xích đạo v
những cao áp cận nhiệt đới tồn tại ở nhiều vùng nhiệt đới. Nhng nh các bạn có
thể còn thấy trên hình 8.4, các áp cao cận nhiệt đới tồn tại chủ yếu trên các đại
dơng (nh các áp cao Hawaii v Bermuda-Azores trên Bắc bán cầu) v không ở
trên đất liền. Mặc dù không có áp suất mực nớc biển cao một cách đáng kể bên
trên các khối lục địa cận nhiệt đới, nhng không khí trong đối lu quyển tầng trung
trải qua các chuyển động giáng, nó hạn chế sự hình thnh mây v thuận lợi cho
những điều kiện hoang mạc. Hoang mạc Sahara của Bắc Phi, hoang mạc trung tâm
nội địa nớc úc v các hoang mạc của miền tây nam Hoa Kỳ v tây bắc Mexico
phản ánh rõ rệt về các quá trình giáng.
Vì độ nghiêng của Mặt Trời biến đổi theo mùa, nên dải bị đốt nóng mạnh nhất
cũng biến đổi. Biết rằng các nhân Hadley l những nhân nhiệt, chúng ta có thể kỳ
vọng các đai áp suất v gió liên quan di chuyển theo mùa, v thực sự l nh vậy.
Mặc dù với một khoảng thời gian trễ một số tuần, dải hội tụ nhiệt đới, các cao áp

cận nhiệt đới v gió tín phong tất cả đều đi theo Mặt Trời di c. Sự di chuyển ny
có một ảnh hởng to lớn tới nhiều vùng khí hậu của thế giới - v tới những ngời
sống trong đó.

282
(a) Tháng 1
(b) Tháng 7
Hình 8.4. Phân bố áp suất mực mặt biển trong mùa đông (a) v mùa hè (b)
Ví dụ, nhiều khu vực gần xích đạo bị dải hội tụ nhiệt đới thống trị trong suốt
năm v không trải qua mùa khô. Tuy nhiên, những khu vực nằm gần các rìa phía
cực của dải hội tụ nhiệt đới có những mùa khô ngắn ngủi khi dải ny di chuyển về
phía xích đạo. Ví dụ, hãy so sánh những hình thế ma trung bình của Iquitos, Peru

283
(vĩ độ 3
o
S) v San Jose, Costa Rica (vĩ độ 9
o
N). Iquitos nằm sát xích đạo hơn cho
nên nó bị ảnh hởng suốt cả năm bởi dải hội tụ nhiệt đới, còn San Jose có một thời
kỳ khô tơng đối từ tháng 1 đến tháng 3, khi hệ thống áp suất thấp dịch chuyển về
phía nam.
Tơng tự nh vậy, một số khu vực nằm ở rìa phía xích đạo của các cao áp cận
nhiệt đới thì khô trong gần hết năm, ngoại trừ một thời kỳ ngắn khi hệ thống dịch
chuyển về phía cực trong thời gian mùa hè. Điều kiện ny tồn tại ở Sahel của châu
Phi, khu vực tiếp giáp với rìa phía nam của hoang mạc Sahara (hình 8.5a). Không
giống nh Sahara khô trong suốt năm, Sahel thờng trải qua một thời kỳ có ma
ngắn trong mỗi mùa hè khi dải hội tụ nhiệt đới lan tới khu vực (hình 8.5b). Trong
thời gian còn lại của năm, không khí giáng của nhân Hadley dẫn đến những điều
kiện khô (hình 8.5c).

Sự di chuyển của nhân Hadley đã từ lâu hỗ trợ cho một lối sinh hoạt truyền
thống, trong đó những ngời chăn thả gia súc châu Phi thích ứng theo những trận
ma di chuyển lên phía bắc v xuống phía nam. Trong những năm 1960 v 1970
dân số của khu vực đã tăng lên một cách ngoạn mục, dẫn tới tình trạng thiếu thức
ăn cho vật nuôi v gây nên tình trạng ở mức thảm họa khi nạn khô hạn nhiều năm
tấn công khu vực ny. Hng triệu con vật nuôi chính bị chết bởi thiếu thức ăn v
nớc, về phía mình chuyện ny dẫn đến cái chết của hng chục nghìn ngời. Trong
những năm 1990, tình trạng ma ít lại xảy ra với Sahel, khô hạn đã dẫn tới nạn
chết đói ớc tính của 300000 ngời. Nh vậy, sự hiện diện của các nhân ny - v
những biến động trong quá trình phát triển của chúng ở những năm bất thờng -
không còn l những gì triều tợng nữa. Chúng có những biểu hiện ở trong thế giới
thực đối với hng triệu con ngời.
Đối l~u quyển tầng cao
ở chơng 4 chúng ta đã thấy rằng áp suất giảm nhanh hơn với độ cao ở nơi no
m không khí lạnh. Chúng ta còn biết rằng nhiệt độ ở trong đối lu quyển tầng
thấp nói chung giảm từ phía các vùng cận nhiệt đới tới các khu vực cực. Hai nguyên
lý ny
cực kỳ quan trọng để hiểu sự phân bố của gió v áp suất trong đối l
u quyển
tầng cao.
Hình 8.6 l bản đồ phân bố ton cầu của độ cao trung bình của mặt 500 mb
(một mặt quy ớc thể hiện những điều kiện ở trong đối lu quyển tầng trung) cho
các tháng 1 v 7. Trong cả hai tháng, độ cao của mực 500 mb thể hiện một xu thế
giảm về phía các vùng cực, tuân theo các nhiệt độ thấp hơn tại các vĩ độ cao. Trong
tháng 1, độ cao trung bình của mặt 500 mb bên trên phần lớn miền nam Hoa Kỳ
bằng khoảng 5670 m, còn bên trên miền bắc Canađa nó giảm đến dới 5300 m.
Tình hình giảm tơng tự nhng ít cực đoan hơn cũng diễn ra trong tháng 7.
Có ba đặc điểm quan trọng thể hiện trên các bản đồ ở hình 8.6. Thứ nhất, cả
tháng 1 v tháng 7 các độ cao của mực 500 mb lớn nhất bên trên các vùng chí tuyến
v giảm theo vĩ độ. Thứ hai, građien độ cao lớn hơn ở bán cầu đang trải qua mùa

đông (Nam bán cầu trong tháng 7 v Bắc bán cầu trong tháng 1). Thứ ba, tại tất cả

284
các vĩ độ, độ cao của mực 500 mb trong mùa hè lớn hơn so với trong mùa đông. Tất
cả ba đặc điểm ny l kết quả của sự phân bố chung của nhiệt độ trong khí quyển
tầng thấp v tầng trung; các vùng không khí nóng thì có các độ cao của mực 500 mb
lớn hơn.
Hình 8.5. Sahel l một khu vực của châu Phi tiếp giáp với phía nam của
hoang mạc Sahara (a). Trong mùa hè (b), dải hội tụ nhiệt đới th~ờng chuyển
lên phía bắc v mang m~a cho khu vực. Phần lớn thời gian của năm dải hội
tụ nhiệt đới nằm ở phía nam Sahel v khu vực nhận đ~ợc ít hoặc không m~a

285
Hỡnh 8.6. cao trung bỡnh ca mc 500 mb trong thỏng 1 (a) v thỏng 7 (b).
Hỡnh th ch yu l v hng vi cỏc cao gim v phớa cỏc cc
Các dòng gió tây trong khí quyển mực cao
Nhớ lại từ chơng 4 rằng những chênh lệch về độ cao tơng ứng với những
chênh lệch áp suất, v khi mặt 500 mb có độ nghiêng lớn thì sẽ tồn tại một lực

286
građien áp suất lớn. Từ đó, chúng ta có thể suy ra từ bản đồ 500 mb rằng luôn luôn
có một lực građien áp suất ở gần các vĩ độ trung bình tác động đẩy không khí về
phía các cực. Dĩ nhiên, nếu không có ma sát, thì gió không thổi về phía cực, m thổi
song song với các đờng đồng mức độ cao, từ phía tây sang phía đông. Lực građien
áp suất mạnh nhất vo mùa đông (các đờng đồng mức độ cao phân bố xít vo
nhau), cho nên các dòng gió tây mực cao mạnh nhất xuất hiện vo mùa đông. Điều
đó theo bạn có nghĩa gì? Thứ nhất, nó giải thích vì sao hầu hết các hệ thống thời
tiết ở vĩ độ trung bình đều di chuyển từ phía tây sang phía đông
. Nói cách khác, nó
cho ta biết vì sao sau 1 hoặc 2 ngy một trận bão ở Chicago phải di chuyển tới miền

bờ phía đông, chứ ít khi một cơn bão nh vậy di chuyển theo hớng ngợc lại.
Sự áp đảo của trờng gió tây trong đối lu quyển tầng cao cũng ảnh hởng tới
ngnh hng không. Ví dụ, một máy bay dân dụng bay từ Chicago đến London có
thời gian bay ớc tính 7,5 giờ, trong khi chuyến bay ngợc lại phải lâu hơn 1 giờ, vì
phải chống lại gió thổi ngợc. Chênh lệch về thời gian bay có thể thậm chí còn lớn
hơn nếu nh đờng bay không tận dụng các dòng gió xuôi v tránh gió ngợc.
Hình 8.7. Građien nhiệt độ theo vĩ độ lm cho các bề mặt nghiêng về phía cực.
Trong ví dụ ny, chúng ta giả sử nhiệt độ giảm dần đều theo vĩ độ. Độ lớn của
lực građien áp suất giữ nguyên không đổi theo vĩ độ, nh~ng tăng theo độ cao
Tốc độ gió nói chung tăng lên theo độ cao từ bề mặt tới đỉnh đối lu quyển. Một
phần đó l do sự giảm ma sát, nhng quan trọng hơn, đó l do lực građien áp suất
thờng tăng lên theo độ cao. Nh đã thấy trên hình 8.7, tất cả các mặt thể hiện
mực 900, 800 v 700 mb đều nghiêng dần về phía bắc, nhng độ nghiêng không
nh nhau. Cng lên cao độ nghiêng cng dốc hơn, có nghĩa l lực građien áp suất
cng lớn. Bạn có thể nhớ lại từ chơng 4 rằng lực građien áp suất tỉ lệ thuận với độ
nghiêng của các mặt đẳng áp, bất chấp mật độ không khí.
Nhng tại sao các bề mặt cao hơn lại có độ nghiêng lớn hơn? Tại điểm
B
,
không khí nóng hơn, nên lớp không khí từ mực 900 mb đến 1000 mb dy hơn so với

287
tại điểm
A
. Tơng tự nh vậy, độ dy từ mực 800 mb đến 900 mb tại điểm
B
lớn
hơn. Nói cách khác, biến thiên độ cao từ
B

đến B

lớn hơn so với biến thiên từ
A

đến
A

. Do đó mặt 800 mb phải có độ nghiêng dốc hơn mặt 900 mb (
A
B



lớn
hơn
A
B



). Chênh lệch về độ cao giữa các mặt nối tiếp tiếp tục tăng lên cao, dẫn
tới gió mạnh hơn.
Front cực đới v các dòng xiết
Sự biến thiên dần dần của nhiệt độ theo vĩ độ đợc minh họa ở hình 8.7 không
phải bao giờ cũng xuất hiện trong hiện thực. Ngợc lại, các vùng biến thiên nhiệt
độ từ từ thờng nhờng chỗ cho những dải biên hẹp, có độ nghiêng lớn giữa không
khí nóng v không khí lạnh. Một trong những vùng biên nh thế chính l front cực
đới, đợc thể hiện trên hình 8.8.
Hình 8.8. Dòng xiết cực nằm bên trên front cực đới gần đỉnh đối l~u quyển

Bên ngoi đới front, những biến thiên nhiệt độ theo vĩ độ thì từ từ (nh trên
hình 8.7), v các độ nghiêng của những mặt mực 900, 800 v 700 mb thích ứng
theo. Nhng trong phạm vi front, độ nghiêng của mặt áp suất tăng lên rất mạnh
bởi vì biến thiên về nhiệt độ theo phơng ngang đột ngột. Với các mặt áp suất
nghiêng rất dốc thì lực građien áp suất cũng rất lớn, dẫn đến dòng gió xiết cực
đới. Vậy, chúng ta xem các dòng xiết nh l một hệ quả của front cực đới, xuất hiện
do građien nhiệt độ lớn. Nhng đồng thời, dòng xiết cũng cờng hóa front cực đới.
Trong chơng 10 chúng ta sẽ thấy rằng một dòng xiết l cần thiết để duy trì sự
tơng phản nhiệt độ trong front.
Dòng xiết cực đới có ảnh hởng to lớn đến thời tiết hng ngy ở các vĩ độ trung
bình. ở gần xích đạo hơn, có một dòng xiết nổi tiếng khác, dòng xiết cận nhiệt
đới, gắn liền với nhân Hadley. Khi không khí mực cao trôi ra từ dải hội tụ nhiệt
đới, sự bảo ton mô men góc góp phần tạo nên chuyển động hớng tây mạnh dần.
Khi chuyển động về phía đông bắc, dòng xiết cận nhiệt đới có thể mang theo những
điều kiện nóng, ẩm. Hình 8.9 thể hiện dòng hơi nớc liên quan tới một dòng xiết
cận nhiệt đới.

288
Hình 8.9. Dòng xiết cận nhiệt đới xuất hiện trên ảnh vệ tinh hồng ngoại
thnh một đai mây mở rộng từ Mexico đến Florida
Các rãnh áp thấp v các sống áp cao
Mặc dù về trung bình các độ cao mực 500 mb giảm về phía các cực, song luôn
luôn có những dung sai đáng kể so với xu thế chung. Điển hình l có những dao
động, hay các sóng, xếp chồng lên hình thế giảm chung về độ cao về phía các cực.
Hình 8.10 l một bức tranh đại thể về hiện tợng ny, nó thể hiện một trục độ cao
nhỏ ở Trung Mỹ, bị án ngữ bởi các núi độ cao lớn ở cả hai bên. Thung lũng của các
độ cao nhỏ đợc gọi l một
rãnh, còn các gờ cao lên đợc gọi l các sống. Trên hình
cũng thể hiện các đờng đồng mức độ cao - hãy chú ý rằng các đờng đó cũng có
một đặc điểm dạng sóng lợn. Không khí thổi song song với các đờng đồng mức độ

cao, cho nên dòng gió cũng có dạng sóng.
Hình 8.11 thể hiện các bản đồ đờng đồng mức đơn giản hóa diễn tả quan hệ
giữa các độ cao của mực 500 mb với các sống v rãnh. Trên hình 8.11a không xuất
hiện những biến đổi độ cao theo hớng đông-tây (không có rãnh, không có sống) v
dòng gió hon ton vĩ hớng. Ngợc lại, trên hình 8.11b, có một rãnh ở phần giữa
của nớc Mỹ. Khi di chuyển từ điểm 1 đến điểm 2, độ cao giảm từ 5610 m xuống
5580 m. Từ điểm 2 đến điểm 3 các độ cao lại tăng lên. Nói khác đi, từ điểm 1 đến
điểm 3 đòi hỏi chúng ta phải vợt qua một thung lũng (rãnh) các độ cao nhỏ. Chúng
ta thấy rằng các đờng đồng mức độ cao bị di dịch về phía xích đạo ở các rãnh v về
phía cực ở các sống. Chúng ta cũng thấy rằng không khí đổi hớng của nó về phía
cực ở gần các sống v về phía xích đạo ở gần các rãnh sẽ có một hợp phần kinh
hớng v một hợp phần vĩ hớng. Thật vậy, khi có mặt các sóng biểu lộ rõ nét,
chúng ta nói rằng dòng l kinh hớng, còn ngợc lại, khi dòng rất giống với dòng
gió tây, chúng ta nói nó có tính chất vĩ hớng.

289
Hình 8.10. Bản vẽ giả định về mặt 500 mb. Các độ cao giảm từ phía nam lên phía bắc, song
cũng tăng lên v giảm đi ở gần các sống v các rãnh. Những biến thiên thẳng đứng đ~ợc
phóng đại trong hình vẽ. Những biến thiên độ cao thực tế rất nhỏ so với kích th~ớc của lục địa
Các sóng Rossby
Chúng ta đã thấy sống v rãnh tạo nên chuyển động dạng sóng trong khí
quyển lớp trên tại các vĩ độ trung bình. Sóng lớn nhất trong những sóng đó đợc gọi
l
sóng dui, hay sóng Rossby.
*
Thông thờng có khoảng từ ba đến bảy sóng
Rossby bao xung quanh Trái Đất. Giống nh các sóng khác, mỗi sóng có một
boớc
sóng
cụ thể (khoảng cách phân cách giữa các sống hoặc các rãnh liên tiếp nhau) v

biên độ cụ thể (kích thớc theo chiều bắc-nam). Mặc dù các sóng Rossby thờng hay
tồn tại ổn định ở những vị trí nhất định, chúng cũng di chuyển từ tây sang đông
(hình 8.12), hoặc hiếm hơn- từ đông sang tây.
Các sóng Rossby có những biến thiên mùa khác nhau từ mùa hè tới mùa đông.
Chúng có xu hớng ít hơn vo mùa hè, có bớc sóng di hơn v duy trì tốc độ gió
mạnh nhất vo mùa đông. Hai đặc trng sau cùng - tốc độ gió v bớc sóng - có ảnh
hởng tới tốc độ m sóng Rossby di chuyển xuôi theo gió (xem chuyên mục
8-2:
Những nguyên lý vật lý: Chuyển động của các sóng Rossby
).
Các sóng Rossby có một ảnh hởng to lớn tới thời tiết hng ngy, đặc biệt khi
chúng có biên độ lớn. Chúng có khả năng vận chuyển không khí nóng từ những
vùng cận nhiệt đới lên các vĩ độ cao, hoặc không khí cực đới lạnh xuống các vĩ độ
thấp. Bởi vì không khí mực cao có xu hớng biến đổi nhiệt độ rất chậm trong khi
thiếu vắng các chuyển động thẳng đứng, các sóng Rossby có thể mang những nhiệt
độ dị thờng tới bất kỳ nơi no thuộc các vĩ độ trung bình v vĩ độ cao. Điều ny
*
t tờn theo Carl Gustov Rossby, ngi cú úng gúp nhiu vo cụng cuc nghiờn cu ban u v dũng
khụng khớ tng cao u nhng nm 1990.

290
đợc thể hiện bằng hình 8.13, trên đó biểu diễn một sóng Rossby mạnh bên trên
Bắc Mỹ vo ngy 22/9/1995. Các nhiệt độ thấp phá kỷ lục đợc quan trắc thấy trên
hầu khắp phần trung tâm của nớc Mỹ khi sóng ny mang không khí lạnh từ xa ở
phía bắc tới. Xa hơn về phía trớc gió, một dòng tây nam đã mang không khí ôn hòa
tới cực tây bắc của Bắc Mỹ, cho nên Fairbanks, Alaska đợc ấm hơn với nhiệt độ
khoảng -20
o
C.
Hình 8.11. Rãnh xuất hiện trong đối l~u quyển tầng trung, ở đây các đ~ờng đồng mức độ cao

lấn về phía xích đạo. Trong (a) các vị trí 1-3 có mực 500 mb tại độ cao 5610 m. Xa hơn về phía
nam, ở các vị trí 4-6, mực 500 mb nằm tại 5640 m. Trong (b) các đ~ờng đồng mức ở phía bờ
đông v bờ tây vẫn nằm ở vị trí nh~ trong (a), nh~ng ở phần trung tâm của lục địa chúng đã
di dịch xuống phía xích đạo. Do đó, các vị trí 2 v 5 có áp suất thấp hơn so với các vùng phía
đông v phía tây của chúng. Vùng áp suất thấp ở phần trung tâm của lục địa l một rãnh thấp

291
Hình 8.12. Một chuỗi bản đồ mực 300 mb cho thấy sự di chuyển của sóng Rossby từng 24 giờ một
Ngoi việc phân bố lại không khí lạnh v nóng, các hình thế sóng Rossby có
một tác động không kém phần quan trọng, tuy ít biểu kiến hơn, tới thời tiết khu
vực. Những biến thiên của dòng gió dọc theo sóng dẫn tới sự
phân kỳ v hội tụ. Khi
không khí trong khí quyển tầng cao phân kỳ (hay lan tỏa ra), nó thu hút không khí
từ phía dới lên, tạo ra quá trình lạnh đi đoạn nhiệt. Nh vậy, sự phân kỳ trong
khí quyển tầng trên có thể l một cơ chế quan trọng cho phát triển mây v giáng
thủy. Hội tụ trong khí quyển tầng trên có hiệu ứng ngợc lại, nó cỡng bức không
khí giáng xuống v ngăn cản quá trình hình thnh mây. Chúng ta sẽ trở lại khái
niệm quan trọng ny ở chơng 10.
8-2 Những nguyên lý vật lý:
Sự di chuyển của các sóng Rossby
Cũng nh những hiện tợng khí
quyển khác, sự di chuyển của sóng
Rossby không phải do ngẫu nhiên đơn
thuần, m do tác động tổng hợp của
nhiều yếu tố vật lý. Có 3 nhân tố quyết
định tốc độ truyền đi của một sóng
Rossby: (1) thnh phần hớng tây của tốc
độ gió bên trong sóng, (2) vị trí vĩ độ của
sóng v (3) bớc sóng. Cụ thể, các sóng
Rossby no có gió mạnh v các bớc sóng

ngắn hơn sẽ di chuyển nhanh nhất; tốc độ
đợc tính theo công thức sau:
2
bLuC = ,
trong đó
C
tốc độ truyền của sóng xuôi
theo gió (m/s);
u hợp phần tốc độ gió
hớng tây trong phạm vi sóng (m/s);
b
một hm của vĩ độ, bằng
1111
1061

ì sm,
tại 45
o
v
L
bớc sóng (m).

292
Ví dụ, ở vĩ độ 45
o
một sóng Rossby
với tốc độ dòng gió xiết 40 m/s sẽ di
chuyển ngợc gió nếu nó có bớc sóng lớn
hơn 10000 km. Tuy nhiên, đây l một
buớc sóng di đặc biệt. Vậy, khi tốc độ gió

lớn, chuyển động lùi chỉ xảy ra với các
sóng di ngoại lệ, hon ton hiếm. Với tốc
độ nhỏ hơn thì bớc sóng tới hạn nhỏ hơn
(chỉ 5000 km với gió 10 m/s). Trên thực
tế, các sóng ngắn hơn (v tốc độ gió nhỏ
hơn) thờng phổ biến hơn. Nh vậy, sóng
di chuyển về phía tây thờng chỉ xảy ra
khi gió mực cao yếu chứ không mạnh.
Bảng 1. Tốc độ di chuyển xuôi gió (m/s) của
sóng Rossby tại vĩ độ 45
o
N hoặc 45
o
S
Tốc độ gió (m/s)
Boớc sóng (km)
20 40
3000 16 36
Tốc độ di chuyển xuôi gió của các
sóng Rossby ở vĩ độ 45
o
với những bớc
sóng v tốc độ gió khác nhau đợc dẫn
trong bảng 1. Nh ta thấy, một sóng có
tốc độ gió tây bằng 20 m/s v bớc sóng
bằng 3000 km sẽ chuyển động nhanh hơn
60 % so với sóng có cùng tốc độ gió nhng
bớc sóng bằng 5000 km.
Chú ý rằng với một tốc độ gió v vĩ
độ nhất định, có thể có một bớc sóng đặc

biệt
c
L
m các sóng hon ton không di
chuyển. Những sóng no di hơn giá trị
tới hạn ny trên thực tế di chuyển từ
đông sang tây v đợc gọi l các sóng thụt
lùi. Bằng cách sắp xếp lại phơng trình
v cho
0=C (giả thiết sóng dừng), ta có
thể tính đợc bớc sóng tới hạn:
buL /
c
= . 5000 10 30
Các đại d~ơng
Nh chúng ta đã thấy, chuyển động của khí quyển chịu ảnh hởng rất lớn của
dòng nhiệt từ bề mặt. Chúng ta còn biết rằng lục địa v đại dơng có tốc độ nóng
lên v lạnh đi khác nhau, một phần đó l do những chuyển động trong phơng
thẳng đứng v phơng ngang của nớc. Trong mục ny, chúng ta xem xét kỹ hơn về
ảnh hởng của khí quyển tới chuyển động của nớc trong đại dơng. Sau nữa,
chúng ta sẽ xem xét một số quá trình tơng tác lẫn nhau giữa các hệ thống đại
dơng v khí quyển.
Các dòng biển
Các dòng biển l những chuyển động theo phơng ngang của nớc bề mặt,
thờng thấy ở các vùng bên rìa của những thủy vực lớn. Những dòng chảy ny, đã
đợc giới thiệu tóm tắt ở chơng 3, có một ảnh hởng rất lớn đến sự trao đổi năng
lợng v hơi nớc giữa các đại dơng v khí quyển tầng thấp. Trong nhiều trờng
hợp, sự ảnh hởng ny rất rõ rệt, ví dụ, những hải lu nóng thì thuận lợi cho sự
hiện diện của không khí nóng, ẩm trên khí quyển.
Các hải lu đợc hình thnh do gió ở lớp không khí tầng thấp, nó tác động một

lực kéo lên lớp nớc bề mặt. Trái lại với gì chúng ta có thể nghĩ, nớc bề mặt không
chuyển động cùng hớng với gió, m
lệch một góc 45
o
về bên phải của dòng không
khí ở Bắc bán cầu (về bên trái ở Nam bán cầu). Nogi ra, cả hớng v tốc độ của
dòng chảy đều thay đổi theo độ sâu. Cng xuống sâu, góc lệch về bên phải cng
tăng dần (ở Bắc bán cầu), còn tốc độ giảm dần. ở độ sâu khoảng 100 m, hớng dòng
chảy gần bằng 180
o
so với hớng gió v dòng chảy không còn nữa. Hình thế dòng
chảy nh vậy, gọi l hình xoắn Ekman, đợc thể hiện trên hình 8.14.

293
Hình 8.13. Các sóng Rossby trong khí quyển tầng cao có thể l~u chuyển không
khí lạnh hoặc nóng. Ngy 22/9/1995 một sóng nh~ vậy đã mang những điều kiện
ôn hòa tới vùng trung tâm Alaska, trong khi không khí di chuyển h~ớng về nam
đã gây nên những nhiệt độ thấp kỷ lục tại nhiều khu vực ở trung tâm của n~ớc Mỹ

294
Hình 8.14. Hình xoắn Ekman. Dòng
chảy tại bề mặt lệch góc 45
o
về bên
phải h~ớng gió (ở Bắc bán cầu) v
tiếp tục xoay theo chiều kim đồng
hồ khi tốc độ giảm theo độ sâu. Tại
độ sâu 100 m, dòng chảy có h~ớng
ng~ợc hon ton với h~ớng dòng
bề mặt v bắt đầu triệt tiêu

Chuyển động của dòng chảy bề mặt rất tơng thích với những hình thế gió
ton cầu đã đợc mô tả trớc đây trong chơng ny (xem hình 8.15). Chúng ta hãy
xem những dòng hải lu của Bắc Đại Tây Dơng, sơ đồ hải lu ở đây rất điển hình
đối với các đại dơng chính. Ngay phía bắc của xích đạo, tro gió mậu dịch hớng
đông kéo theo nớc bề mặt chảy về phía tây thnh hải lu Bắc xích đạo. Trớc
khi đạt đến Nam Mỹ, một phần dòng nớc chuyển động về phía tây ngoặt lên phía
bắc, còn một phần quẹo về phía nam xuống xích đạo. Một hình thế tơng tự xảy ra
ở Nam bán cầu, ở đây một bộ phận của hải lu Nam xích đạo quay hớng lên
phía bắc để tới xích đạo. Nớc của các hải lu Bắc v Nam xích đạo hội tụ với nhau
v trn tới khu vực xích đạo phía tây Đại Tây Dơng v tạo nên hải lu Nghịch
xích đạo chảy về phía đông.
ở Bắc bán cầu, một phần lớn dòng Bắc xích đạo đi tới bờ Nam Mỹ, ngoặt lên
phía bắc để hình thnh hải lu nóng Gulf Stream (hình 8.16). Gần vĩ độ 40
o
N,
dòng gió tây cỡng bức hải lu ny chảy sang phía đông, ở đó nó đợc gọi tên l
Dòng trôi Bắc Đại Tây Dơng. Dòng ny vẫn giữ tính chất ấm khi chảy đến phía
bắc châu Âu, khiến cho mùa đông nơi đó ôn hòa bất thờng so với những vĩ độ nh
vậy. Các nớc thuộc vùng Scandinavia có nền nhiệt độ cao đến ngạc nhiên trong
mùa đông, dù l ở các vĩ độ khá cao. Dòng trôi Bắc Đại Tây Dơng sau đó lạnh dần
v trở thnh dòng chảy lạnh Canary khi đổi hớng về phía nam.
ở các vĩ độ ôn đới tơng đơng, nhiệt độ ở phần phía tây của Đại Tây Dơng
cao hơn hẳn so với phần phía đông. Do đó, ví dụ nhiệt độ trung bình ở vùng biển
ngoi khơi New Jersey cao hơn 8
o
C so với vùng biển ngoi khơi phía bắc Bồ Đo
Nha. ảnh hởng của dòng biển lạnh cũng thấy ở dọc theo bờ biển California, nơi
đây thậm chí trong mùa hè nhiệt độ nớc ít khi cao hơn 22
o
C.

Cuối cùng, hải lu lạnh Labrador chảy về phía nam dọc theo các tỉnh ven
biển của Canađa đợc tạo thnh bởi nớc từ các hải lu Đông Greendland v
Tây Greendland.

295
H×nh 8.15. C¸c dßng biÓn v vÞ trÝ gÇn ®óng cña nh÷ng hÖ thèng giã ton cÇu chñ yÕu

296
Hình 8.16. Hải l~u Gulf Stream có
cấu trúc phức tạp với các xoáy
n~ớc kích th~ớc khác nhau (ảnh
vệ tinh hồng ngoại)
N~ớc trồi
Ngoi những dòng biển chính lu chuyển các khối nớc lớn theo phơng ngang,
các chuyển động phơng thẳng đứng của nớc đại dơng có tính chất cục bộ cũng có
một tác động quan trọng đến thời tiết v khí hậu. Do năng lợng Mặt Trời bị hấp
thụ phần lớn trong lớp bề mặt trên cùng của đại dơng, nên mặt nớc thờng ấm
hơn nhiều so với các khối nớc phía dới. Nhng
gió đất mạnh (thổi từ đất liền ra
khơi) ở một vùng bờ đôi khi kéo theo nớc ấm bề mặt ra xa phía biển, khiến cho
nớc lạnh phía dới trồi lên để thế chỗ. Quá trình ny, đợc gọi l nớc trồi, có
một ảnh hởng rất lớn đến nhiệt độ mặt đại dơng (v do đó, ảnh hởng đến thời
tiết v khí hậu) của các vùng ven bờ phía đông của các đại dơng.
Không ở đâu hiện t}ợng n}ớc trồi thể hiện rõ hơn vùng bờ phía tây của Nam Mỹ.
Vùng ven bờ đại dơng xích đạo của Colombia l một trong những vùng nhiều ma
nhất trên Trái Đất, lợng ma năm trung bình đạt đến 700 cm. Nhng ngay cạnh
đó, giữa vĩ tuyến 7
o
v 30
o

S l một hoang mạc khô hạn nhất thế giới, Atacama.
Nằm giữa hoang mạc ny l Arica, Chile (18
o
S), ở đây không có một tháng no
trong năm có lợng ma trung bình lớn hơn 1 mm v phần lớn các năm hon ton
không có ma! Sự khô hạn ny l hệ quả của nớc trồi lạnh dọc theo vùng ven bờ,
bởi vì nớc lạnh lm lạnh lớp khí quyển phía dới v thuận lợi cho sự hình thnh
môi trờng không khí ổn định.
Quá trình tơng tự nh vậy cũng xảy ra vo mùa hè dọc bờ miền trung
California. Không khí thổi ra từ cao áp Hawaii tạo nên một xoắn Ekman, kết quả l
một dòng nớc thuần bị dạt ra khỏi vùng ven bờ. Nớc trồi đặc biệt mạnh ở vùng
phía bắc vịnh San Francisco, khiến cho nớc ở đây đặc biệt lạnh. Những ngời tắm
biển ở Nam California cũng quen thuộc với hiệu ứng nớc trồi. Những thời kỳ gió

297
khô nóng (
gió Santa Ana, sẽ nói đến sau trong chơng ny) lôi cuốn rất nhiều ngời
tới các bãi biển. Mặc dù nhiệt độ không khí cao v bầu trời trong xanh cực kỳ tuyệt
vời để tắm nắng, song gió đất gây nên nớc trồi mạnh, lm nhiệt độ nớc mặt biển
lạnh v nhiều ngời không muốn xuống tắm.
8-3 Những nguyên lý vật lý:
Thí nghiệm với chiếc chảo hình đĩa
Ngoi các sóng Rossby l những
sóng khí quyển lớn nhất, còn có những
dạng chuyển động xoáy tơng tự với
những kích thớc khác nhau. Tại sao lại
phức tạp nh vậy? Nói một cách đơn giản
nhất, hnh vi của khí quyển trên cao l
hệ quả tất yếu của ba nhân tố: (1) sự đốt
nóng khí quyển không đồng đều từ xích

đạo đến các địa cực, (2) sự xoay của hnh
tinh v (3) bản chất rối cố hữu của khí
quyển.
Để minh họa sự tơng tác của ba
nhân tố đó, chúng ta có thể tái tạo các
sóng di chuyển v những chuyển động
cuộn xoáy của khí quyển trên cao bằng
một dụng cụ tơng đối đơn giản một
chảo nớc quay với tốc độ không đổi, nớc
ở gần tâm bị lm cho lạnh, còn ở ngoi rìa
chảo thih bị lm cho nóng (hình 1). Thí
nghiệm chiếc chảo hình đĩa tái tạo Trái
Đất xoay với d lợng bức xạ tới ở các vĩ
độ thấp v thiếu hụt ròng ở gần hai cực.
Thí nghiệm ny tuy đơn giản nhng đã
tạo ra đợc những chuyển động của chất
lỏng rất giống với các chuyển động của
khí quyển trên cao.
Sóng di hình thnh trong chảo,
tơng tự nh các sóng Rossby khí quyển.
Xếp chồng lên trên các sóng di l những
Hình 1. Sơ đồ các cuộn xoáy kích thớc khác
nhau trong thí nghiệm chảo hình đĩa
chuyển cuộn xoáy cỡ nhỏ hơn, tơng tự
nh những chuyển động nhỏ hơn trên
Trái Đất. Những thay đổi về vận tốc xoay
hoặc độ đốt nóng phân hóa giữa rìa v
tâm chảo gây nên những biến đổi rõ rệt
của các sóng v các xoáy, khác biệt về
nung nóng cng lớn v tốc độ xoay cng

chậm thì cng lm tăng biên độ của các
sóng di nhờ triệt giảm bớt các xoáy cỡ
nhỏ hơn. Điều ny ám chỉ rằng các dao
động trong khí quyển thể hiện một đặc
tính vốn có của bất kỳ một chất lu no
(chất lỏng hoặc khí) trên một bề mặt xoay
với lợng nhập nhiệt biến đổi theo không
gian. Những hiện tợng nh vậy không
chỉ giới hạn ở trong thí nghiệm đơn giản
với chiếc chảo; các mô hình máy tính chi
tiết mô phỏng chuyển động của khí quyển
cũng tạo ra những chuyển động tơng tự.
Các hệ thống gió chính
ở phần trớc của chơng ny, chúng ta đã điểm qua những thnh tạo quy mô
ton cầu nh dải hội tụ nhiệt đới, các tro gió tây v các sóng Rossby lớn. Những
thnh tạo nhỏ hơn nh các xoáy thuận, xoáy nghịch, rãnh v sống, tồn tại ở quy mô
đợc gọi l quy mô synop, có nghĩa rằng chúng bao phủ một số trăm hoặc một số