Nhập môn hoàn lưu khí quyển - ( ĐH Quốc Gia HN ) - Chương 8 pps

- 218 -

Chơng 8. Biến đổi tần số thấp của hon lu
8.1 Các quá trình tức thời tần số thấp
Trong chơng trớc, trên Hình 7.14 l kết quả so sánh tensơ tơng quan xoáy đối
với xoáy có tần số cao, có chu kỳ ngắn hơn mời ngy, với các xoáy có tần số thấp hơn.
Các đặc trng thống kê của xoáy tần số cao có cấu trúc rất rõ ở miền ôn đới, với cực đại
trong vùng quỹ đạo xoáy thuận Những toán tử lọc tần số cao sử dụng trong Chơng 7
đã đợc sử dụng để tách ra các chuỗi riêng của các quá trình động lực khác nhau, đó l
những quá trình liên quan với bất ổn định t áp v hệ quả l sự phát triển của sóng
bất ổn định t áp. Động năng của các xoáy tần số thấp có cấu trúc không rõ rệt. Hình
7.14 đã chỉ ra những bằng chứng cho thấy khu vực có tần suất cực đại thờng nằm ở
vị trí cuối dòng hơn so với giá trị cực đại của xoáy tần số cao, cũng nh tơng quan
giữa trung tâm dòng xiết v cực đại của những biến đổi tần số thấp. Tuy nhiên, cha
có bất kỳ một hình thế no của những quá trình trên đợc chỉ ra một cách cụ thể.
Một nguyên nhân giải thích hiện tợng đó l dải tần số thấp đã bao quát một dải
tần số rất rộng.
ở đây tồn tại những nhiễu động có chu kỳ không lớn hơn nhiều so với
chu kỳ của những nhiễu động t áp, v hơn nữa những cực đại nằm cuối dòng hơn so
với trung tâm quỹ đạo xoáy thuận phần no đó liên quan tới sự dao động v suy yếu
của các xoáy thuận miền ôn đới, các xoáy ny chuyển động chậm hơn khi chúng đầy
lên. Tuy nhiên ở đây cũng có cả sự xuất hiện của những nhiễu động tức thời có biên độ
lớn với chu kỳ di hơn rất nhiều. Kết quả phân tích phổ đối với chuỗi số liệu khí tợng
đủ di đã chỉ ra rằng những biến đổi quan trắc đợc có những chu kỳ di ngắn khác
nhau. Hơn nữa phổ thu đợc có xu thế l phổ đỏ với biên độ tăng khi tần số giảm tới
tần số rất thấp. Trong dải tần số đó đã diễn ra rất nhiều cơ chế vật lý diễn ra. Tuy
nhiên một điều ngẫu nhiên l dấu hiệu phối hợp của chúng khi nghiên cứu biến đổi
tần số thấp thì việc xem xét những tín hiểu tần số thấp tổng cộng l không đủ. Ta cần
tách các khoảng tần số v cấu trúc không gian riêng.
Để thực hiện điều nói trên bằng cách sử dụng phân tích phổ hoặc lọc chuỗi thời
gian để tách ra những khoảng tần số hẹp. Điều đó có thể dẫn tới các cấu trúc không

gian của các dao động với tần số khác nhau. Có một khó khăn đối với phơng pháp
ny đó l lợng số liệu phải đủ lớn để có thể thu đợc những kết luận tin cậy. Điều
đáng quan tâm hơn l do đặc điểm chung của nhiều hiện tợng tần số thấp đó l
chúng chỉ l các quá trình tựa chu kỳ. Điều đó có nghĩa l, mặc dù có chu kỳ nhng
các chu kỳ ny có thể biến đổi v cấu trúc của chúng có thể biến đổi trong khoảng giữa
một cực đại ny tới một cực đại khác. Trong các thnh phần phổ, những dao động có
tính chu kỳ đợc đặc trng bởi một dải hơn l những đỉnh nhọn. Những đặc điểm cho
- 219 -

thấy ta phải giải quyết những hiện tợng phi tuyến hơn l những mode chuẩn của
những dao động rõ nét trong những phân tích tuyến tính của chuyển động khí quyển.
Trong chơng ny, ta sẽ thảo luận những kỹ thuật mang tính thực nghiệm đợc
sử dụng để tách các thnh phần tần số thấp của hon lu khí quyển. Những cấu trúc
ny về cơ bản do những dị thờng đốt nóng địa phơng hoặc những dạng tác động
khác m khi gặp điều kiện thuận lợi có thể lan truyền trên một khoảng cách lớn trên
Trái Đất. Lý thuyết tia sáng đợc trình by trong mục 6.2 mô tả đơn giản hiện tợng
ny. Ta cũng sẽ xem xét những dao động tựa chu kỳ của hon lu tầng bình lu v
những dao động đáng quan tâm trên miền nhiệt đới Thái Bình Dơng kể cả sự tơng
tác giữa hon lu khí quyển v đại dơng. Cuối cùng ta sẽ thấy rằng chỉ riêng hệ
thống khí quyển cũng đã đủ phức tạp v tính phi tuyến trong việc tạo ra những hiện
tợng tần số thấp dị thờng xẩy ra trong thời gian ngắn m không do bất cứ nguồn tác
động no từ hệ thống bên ngoi.
8.2 Các hình thế quan hệ xa
Kết quả phân tích nhất định của chuỗi thời gian di của hon lu chung khí
quyển cho thấy những tơng quan quy mô lớn giữa dòng khí ở những vị trí cách xa
nhau. Những dao động ny thuộc khoảng tần số thấp của quy mô thời gian v đợc gọi
l ''quan hệ xa'' để nhấn mạnh mối tơng quan cùng khoảng cách trong tự nhiên.
Quan hệ xa xuất hiện ở những vị trí xác định v có dạng ''sóng đứng'' với đỉnh v chân
sóng xác định của những dao động tần số thấp. Chúng thờng nằm theo hớng thể
hiện mối quan hệ của quá trình tần số thấp xẩy ra trong thời gian ngắn giữa miền

nhiệt đới v miền ôn đới. Lý thuyết của mối liên hệ xa ny cha hon thiện nhng ta
sẽ liên hệ chúng với quá trình lan truyền sóng Rossby theo hớng kinh tuyến. Trong
mục ny sẽ mô tả những kỹ thuật thống kê thực nghiệm thờng đợc sử dụng để tìm
các dạng của mối liên hệ xa.
Kỹ thuật có triển vọng nhất l kỹ thuật phân tích tơng quan. Xem xét một
trờng khí tợng Q đợc định nghĩa trên một tập hợp N điểm rời rạc; ký hiệu giá trị
thứ i l Q
i
(t). Trong nhiều phân tích thì Q l trờng độ cao địa thế vị ở mực 500 hPa,
trờng ny đợc quan trắc với độ chính xác nhất định v chuỗi thời gian đủ di, tối
thiểu l cho miền ngoại nhiệt đới Bắc Bán Cầu. Cần lu ý l có thể tìm đợc các dạng
của mối liên hệ xa tần số thấp bằng việc lọc Q
i
theo một cách no đó để loại bỏ các dao
động tần số cao hơn. Đơn giản nhất l lọc bằng cách tính giá trị trung bình tháng của
Q
i
. Trọng tâm của phơng pháp l tính, cho mỗi điểm một tơng quan với những giá
trị khác của Q ở các điểm khác. Tơng quan ny có dạng

2/1
2
'
j
2/1
2
'
i
'
j

'
i
ijj
QQ
QQ
r
(8.1)
Điểm i đợc gọi l ''điểm cơ sở''. Tơng quan r
ịj
sẽ lớn trong lân cận của điểm cơ sở với
giá trị tiến tới 1 khi j tiến tới i. Nếu không có dạng liên hệ xa thì r
ij
sẽ tiến tới không
khi các điểm i, j cách nhau một khoảng lớn hơn quy mô ngang điển hình của hệ thống
- 220 -

hon lu. Giá trị dơng hay âm lớn của r
ij
cho thấy sự tồn tại của mối quan hệ xa giữa
các điểm cách xa nhau.
Những ví dụ điển hình đối với mùa đông Bắc Bán Cầu đợc chỉ ra trên Hình 8.1.
Những kết quả tính toán ny đợc dựa trên cơ sở số liệu độ cao địa thế vị mực 500hPa
cho 45 tháng đối với các tháng 12, tháng 1 v tháng 2, bắt đẩu từ mùa đông năm
1962-1963 v kết thúc vo mùa đông 1976-1977. Điểm cơ sở trên Hình 8.1(a) có toạ độ
55
o
N v 20
o
W ở giữa Đại Tây Dơng. Vùng elip của tơng quan lớn với độ rộng theo
chiều kinh tuyến khoảng 2000km có tâm tại điểm cơ sở.

Hình 8.1 Bản đồ tơng quan dựa theo số liệu độ cao địa thế vị trung bình tháng mực 500hPa trong 45
tháng mùa đông từ 3/1962 đến 7/1976: (a) Điểm cơ sở 55
o
N, 20
o
W
Giá trị tơng quan trên vùng Thái Bình Dơng v Đông Nam á không lớn. Tuy
nhiên những tơng quan lớn đợc vạch ra dọc theo một vòng tròn lớn đi qua điểm cơ
sở với sự đổi dấu tơng quan từ dơng sang âm. Một hình thế đáng chú ý hơn đợc chỉ
ra trên Hình 8.1(b).
ở đây điểm cơ sở có vị trí 20
o
N, 160
o
W trên vùng trung tâm Thái
Bình Dơng v có một loạt trung tâm đổi dấu về hớng bắc từ điểm cơ sở đến Bắc Mỹ.
Ngợc lại tơng quan giữa điểm cơ sở v những điểm trên Đại Tây Dơng v Châu
á
nói chung l nhỏ. Những điểm cơ sở ny đợc lựa chọn vì chúng giống xác định đỉnh
các dạng quan hệ xa. Còn các điểm cơ sở khác có tơng quan giảm đồng nhất tới
những giá trị rất nhỏ khi khoảng cách tăng đáng kể kể từ điểm cơ sở. Hình 8.2 khái
quát các dạng quan hệ xa điển hình ở Bắc Bán Cầu vo mùa đông. Hình thế đợc xác
định rõ nhất đó l hình thế Thái Bình Dơng-Bắc Mỹ chỉ ra trên Hình 8.1(b).
Một hình thế đáng kể khác đó l dao động bắc Đại Tây Dơng (đôi khi đợc chia
thnh các hình thế đông v tây Đại Tây Dơng). Những hình thế khác, tuy không rõ
rệt bằng, đôi khi cũng đợc nhận biết mặc dù chúng không có những đặc trng thống
kê đáng kể.
- 221 -

Hình 8.1 (tiếp) (b) điểm cơ sở 20
o
N, 160
o
W. Khoảng giữa đờng đẳng trị là 0,2, giá trị âm là vùng đậm
(Theo Wallace & Gutzler 1981)
Các đặc trng của hình thế Thái Bình Dơng-Bắc Mỹ v dao động bắc Đại Tây
Dơng l sự liên hệ theo chiều kinh tuyến giữa miền nhiệt đới hoặc cận nhiệt đới v
miền ôn đới rất đáng quan tâm. Chúng có sự tơng tự đáng kể với chuỗi xoáy Rossby
đợc chỉ ra trong mục 6.2, cho thấy mô hình quan hệ xa l chuỗi sóng Rossby chịu
những khu vực tác động dị thờng ở miền nhiệt đới, dị thờng trên miền ôn đới.

Hình 8.2 Tổng kết về các mô hình quan hệ xa cơ bản mùa đông Bắc Bán Cầu. Đờng đậm nét chỉ các
đờng đẳng trị tơng quan 0,6, và các kí tự chỉ các trung tâm dơng và âm của các mô hình cơ bản.
(Wallace & Gutzler, 1981)
- 222 -

Phân tích tơng quan cho ta những thông tin về cấu trúc không gian của quan hệ
xa nhng không cung cấp nhiều thông tin về quy mô thời gian của các sự kiện quan hệ
xa. Quá trình lọc trớc phức tạp đối với chuỗi thời gian có thể hữu ích nhng phơng
pháp ny sẽ rất cồng kềnh v những kết luận lại rất mơ hồ về mặt thống kê. Một cách
tiếp cận khác cho kết quả tơng tự đợc gọi l phân tích hm trực giao thực nghiệm
hay phân tích EOF. Phơng pháp ny đợc sử dụng rộng rãi để phân tích số liệu quan
trắc cũng nh mô phỏng số trị hạn di của hon lu ton cầu.
Nguyên tắc cơ bản của phân tích EOF nh sau. Trờng ton cầu của một biến khí
tợng Q
i
v trung bình thời gian của nó
i

Q , đợc phân tích tại từng điểm của dãy N
điểm, đợc xem nh l những vectơ trong không gian N chiều. Những dị thờng Q
i
'

đợc chỉ ra từ Q
i
v
i
Q . Khi hệ thống phát triển thì vectơ Q
i
'
có dạng sóng v dao đông
lân cận
i
Q . Câu hỏi đợc đặt ra l các vectơ Q

có đợc sắp xếp theo những hớng xác
định kể từ
i
Q hay không? Ta có thể xác định đợc những hớng ny v gắn kèm
chúng với các ý nghĩa vật lý hay không? Phân tích EOF về cơ bản cho ta một hệ các
vectơ cơ bản trực giao trong không gian N, các vectơ ny đại diện cho một tập hợp các
vectơ bất kỳ. Hình 8.3 l một minh hoạ dới dạng sơ đồ về cách lm ny.

Hình 8.3 Sơ đồ minh họa qui tắc phân tích EOF, áp dụng cho một hệ hai biến. Trạng thái của hệ đợc
mô tả bằng vectơ Q. Chúng tập trung theo một hớng nhất định. Cách mô tả hệ này là sử dụng hai
vectơ cơ bản trực giao, một vectơ hớng về phía Q tập trung cực đại, vectơ còn lại vuông góc với
vectơ này.
Phơng pháp ny bao gồm việc tính ma trận tơng quan N x N của các thnh

phần nhiễu Q

i
tại những điểm khác nhau. Ký hiệu ma trận tơng quan l C v các
thnh phần của nó l C
ij
ta đợc

'
j
'
iij
QQC (8.2)
Tiếp theo ta tìm giá trị riêng v vectơ riêng của C, tức l phải giải bi toán giá trị
riêng sau
N,1j,
jj



j
eCe (8.3)
- 223 -

Vì
'
i
'
j
'

j
'
i
QQQQ , C l một ma trận đối xứng với các giá trị thực. Điều ny có nghĩa l
những giá trị riêng của ma trận ny l thực v dơng. Các vectơ riêng tơng ứng tạo
nên một hệ trực giao, v do đó chính l hệ vectơ cơ bản ta cần hay các hm trực giao tự
nhiên EOFs. Những giá trị riêng

j
tỷ lệ thuận với phần phơng sai tơng ứng với các
vectơ riêng. Thông thờng ngời ta sắp xếp các giá trị riêng theo thứ tự giảm dần, vì
vậy EOF đầu tiên giải thích phần phơng sai lớn nhất trong số liệu v EOF thứ hai
giải thích phần phơng sai lớn thứ hai v vân vân.
Các giá tri của mỗi EOF có thể đợc biểu diễn nh l một trờng. Biên độ có thể cho
theo tỷ lệ tuỳ ý nhng thông thờng đợc chuẩn hoá theo một cách no đó. Tuy nhiên,
cấu trúc không gian của một số EOF đầu tiên nói chung l trơn v cho thấy cấu trúc
quy mô lớn chung nhất thờng thấy của trờng. Với một hệ tuyến tính các EOFs có
thể coi l các mode chuẩn tuyến tính của hệ thống. Đối với hệ thống sát thực tế hơn,
giá trị của chúng nằm ngoi các hớng tập trung v không tập trung trong không gian
N chiều. Vì chuỗi thời gian của Q
i
l xác định, vì vậy chỉ có một số ít giá trị riêng đầu
tiên đợc xem l có ý nghĩa thống kê. Nếu nh chuỗi thời gian bao gồm M thể hiện của
trờng thì số lợng các EOFs có ý nghĩa vo khoảng O(M
1/2
).
Trờng ny có thể đợc biểu diễn một cách rất chặt chẽ qua các thnh phần của EOF.
Vì các hm thực nghiệm l trực giao nên ta có thể viết

N
1j
ijji
etptQ (8.4)
Chuỗi thời gian p
j
(t) đợc gọi l thnh phần chính thứ j của chuỗi số liệu. Nó biểu
diễn chuỗi thời gian của hình chiếu của số liệu lên hm trực giao thực nghiệm thứ j. Vì
vậy, các thnh phần ny mang ý nghĩa thể hiện sự tơng tác về mặt thời gian của
những cấu trúc không gian xác định bởi các hm trực giao thực nghiệm.
Hình 8.4 Kết quả thực hiện một phân tích hm trực giao tự nhiên của một tập hợp
các trờng độ cao địa thế vị mực 500hPa vo mùa đông. Hai hm trực giao thực
nghiệm đầu tiên đợc biểu diễn ở đây; chiếm 58% sphơng sai tổng cộng của số liệu.
Chúng có thể có quan hệ với các hình thế quan hệ xa; sự khác biệt chủ yếu ở Âu
á, nơi
có sự lồng ghép (không trực giao) giữa các hình thế quan hệ xa khác nhau đợc biểu
diễn trên Hình 8.2. Mặt khác, có sự liên hệ tốt giữa các hình thế quan hệ xa v các
vectơ EOFs. Ví dụ nh, EOF đầu tiên bị chiếm u thế bởi hình thế PNA (Thái Bình
Dơng-Bắc Mỹ) trong khi đó các đặc điểm lớn nhất của EOF thứ hai tơng ứng với
hình thế NAO (Dao động Bắc Đại Tây Dơng). Sự kết hợp tuyến tính của các vectơ
EOF đầu tiên cho ta các hình thế địa phơng phù hợp với các hình thế quan hệ xa
đợc nhận biết qua kết quả phân tích tơng quan. Tổ hợp tuyến tính của các EOF ny
thực chất l một vectơ quay xác định EOF trong không gian N chiều của
'
i
Q, v vì vậy
các kết hợp ny đợc gọi l EOF quay. Hình 8.4(c) v (d) biểu diễn hai EOF quay đầu

tiên đối với độ cao địa thế vị mực 500hPa vo mùa đông. Chúng phù hợp khá tốt với
các hình thế PNA v NAO.
Trong phần đầu của mục ny, các mối quan hệ xa đợc mô tả nh l những dao
động đứng với các khu vực không giao nhau, nơi hệ số tơng quan với điểm cơ sở l
- 224 -

cao, v trong các khu vực giao nhau nơi có tơng quan với điểm cơ sở gần nh bằng
không. Xem xét chuỗi thời gian của các thnh phần chúng ta thấy dao động ny rất
khác dạng sin. Hơn nữa, một số tác giả mô tả các dao động nh sự chuyển đổi bất
thờng giữa hai trạng thái hon lu, tơng ứng với dấu dơng v dấu âm của các
thnh phần ny. Mỗi trạng thái đợc xem nh l siêu ổn định, do đó hon lu duy trì
ở trạng thái ny trong một khoảng thời gian trớc khi nó chịu một sự biến đổi mạnh,
tuy nhiên thực chất không lờng trớc về trạng thái đối nghịch. Các dị thờng ổn
định ny hay chế độ đa dòng l một khả năng ổn định trong một thời gian, một điều
đã rõ từ lâu trong khí hậu synốp. Đã có rất nhiều cố gắng để xác định chỉ số chu kỳ
của các hình thế trên quy mô khu vực, trong đó sự dao động của dòng giữa một trạng
thái dòng vĩ hớng mạnh v một dòng vĩ hớng yếu hơn với các xoáy có biên độ lớn.
Tuy nhiên, vo các chu kỳ khác, các thnh phần chính ny dao động liên tục v thất
thờng. Trong suốt thời gian ny, dao động ny tơng tự với một dao động đứng, mặc
dù với chu kỳ rất khó xác định.


Hình 8.4 EOFs Trờng độ cao địa thế vị mực 500hPa vào mùa đông, dựa theo cùng chuỗi số liệu 45
tháng nh Hình 8.1. (a) và (b) biểu diễn EOF thứ nhất và thứ hai tơng ứng.

Các kỹ thuật thống kê trình by trong mục ny đơn giản dùng để tách các hình
thế trơn (ít nhiễu động) qui mô lớn trong các trờng độ cao địa thế vị hay các biến
khác. Các kỹ thuật mây ny không xác định đợc bất kỳ một cơ chế vật lý no đối với
mối tơng quan của các trờng trên những khoảng cách lớn. Để lm đợc điều đó, cần
kiểm tra các số hạng trong các phơng trình động lực học đối với dòng khí, v cần các

thử nghiệm số với một mô hình hon lu ton cầu.
Tuy nhiên, sự tơng tự giữa các hình thế quan hệ xa chẳng hạn nh hình thế
PNA, v các chuỗi sóng Rossby dừng đợc mô tả trong Chơng 6 cho thấy sự lan
truyền các sóng với tốc độ pha nhỏ hơn hay bằng không l một cơ chế có thể lm phát
triển các hình thế quan hệ xa. Chẳng hạn nh hình thế ny có thể bị kích động bởi
một dị thờng khu vực của sự đốt nóng ở miền nhiệt đới khởi đầu một dị thờng xoáy
ở các vĩ độ thấp. Với bớc sóng di, các sóng Rossby dừng sẽ lan truyền gần theo kinh
- 225 -

hớng khỏi khu vực ban đầu v lệch về phía các vĩ độ cao hơn. Mặt khác, lý thuyết
trình bầy trong Chơng 6 cho thấy biên độ của sự thích ứng trong trờng độ cao địa
thế vị tăng theo vĩ độ, do đó một nhiễu động với biên độ lớn ở miền cận nhiệt đới có thể
dẫn tới một sự thích ứng lại rất đáng kể ở các vĩ độ cao hơn. Chẳng hạn các dị thờng
nhiệt gây ra bởi đối lu mạnh trên các đại dơng nhiệt đới nóng dị thờng, khi đó có
thể tạo ra các dị thờng hon lu ở những khoảng cách lớn từ dị thờng nhiệt độ mặt
biển.


Hình 8.4 (tiếp) (c) và (d) biểu diễn EOF quay thứ nhất và thứ hai, có thể so sánh với các Hình 8.1 (a, b)
(X. Cheng & J. M. Wallace)
Một ví dụ về kiểu quan hệ ny sẽ đợc trình by trong mục 8.5. Chu kỳ của dị
thờng ny chủ yếu đợc xác định bởi chu kỳ của dị thờng nhiệt độ mặt biển, có
nghĩa l bởi qui mô thời gian của các hon lu trong phần trên của đại dơng nhiều
hơn l trong khí quyển. Qui mô thời ny l vi tuần thì đúng hơn l vi ngy. Hiện
nay nói chung ngời ta cho rằng rất nhiều biến đối ổn định của dòng khí miền ôn đới
có quan hệ với đại dơng nhiệt đới theo cách ny, do đó trong bi toán dự báo qui mô
thời gian mùa hay di hơn thì một điều dễ hiểu l dự báo hon lu đại dơng có chất
lợng ổn định hơn so với dự báo hon lu khí quyển.
Để hiểu rõ các hiện tợng miền nhiệt đới kích động nh thế no đối với chuỗi sóng
Rossby ở miền cực, ta xét phơng trình xoáy đối với một mực đơn trong khí quyển.

Phơng trình ny đợc viết dới dạng sau

D.
t




v (8.5)
(xem phơng trình 1.50) trong đó
l xoáy tơng đối, xoáy tuyệt đối bằng f + v D
phân kỳ ngang
y/vx/u . Từ phơng trình liên tục, p/D




. Giả thiết ma sát
l nhỏ ở các mực phần trên tầng đối lu v do đó không có số hạng ma sát trong
phơng trình (8.5). Tại bề mặt, vế trái của phơng trình (8.5) mô tả sự lan truyền của
các sóng Rossby, nh đã trình by trong mục 6.2, trong khi đó số hạng vế phải biểu
diễn tác động của các sóng ny.
ở miền nhiệt đới, tốc độ thẳng đứng lớn cân bằng với
- 226 -

sự đốt nóng, do đó các khu vực có lợng ẩn nhiệt giải phóng lớn liên quan với đối lu
nhiệt đới sẽ tác động đến dòng thăng lớn ở mực giữa v dòng phân kỳ tại các mực trên
của tầng đối lu. Tuy nhiên ở miền nhiệt đới,
đổi dấu ở một số khu vực gần xích đạo,
v nói chung có giá trị nhỏ ở miền nhiệt đới. Mặt khác, trong mô hình Held-Hou

phơng án lý tởng hoá của hon lu Hadley,
bằng không khi đi qua các vòng hon
lu Hadley. Do đó thay vì chứng quan trắc rõ rng về các hình thế quan hệ xa, các dị
thờng đốt nóng ở miền nhiệt đới sẽ không có ảnh hởng đối với các sóng kích động
sóng tạo ra các quan hệ với miền vĩ độ cao hơn.
Vấn đề có thể đợc giải quyết bằng nhiều cách xem xét một cách chi tiết phơng
trình xoáy (8.5). Bây giờ trờng vận tốc v

có thể đợc tách thnh phần quay thuần

v

v phần phân kỳ thuần

v

(kết quả tổng quát của lý thuyết Helmholtz). Trờng
vận tốc khi đó có thể đợc biểu diễn qua các số hạng của hai trờng vô hớng, trờng
hm dòng
v thế vận tốc nh sau



v,kv



(8.6)
Từ những định nghĩa ny, ta có phơng trình xoáy tơng đối

2
v phần phân kỳ

2
D . Bây giờ thế vo phơng trình (8.5) đối với v

v viết lại phơng trình ny dới
dạng






.vD.v
t

(8.7)
Phơng trình ny biểu diễn phần hiệu chỉnh giữa các số hạng lan truyền sóng Rossby
liên quan tới phần quay của trờng gió, ở vế trái của phơng trình, v các số hạng tác
động liên quan đến phần phân kỳ của gió, ở vế phải. Sự lan truyền các sóng Rossby l
kết quả của bình lu xoáy tuyệt đối do phần quay, không phải do phần phân kỳ của
trờng gió. Số hạng phụ biểu diễn bình lu xoáy tuyệt đối do phần phân kỳ của gió
đơng nhiên l không nhỏ, thậm chí mặc dù

v

nhìn chung có giá trị nhỏ so với

v

.
Đó l bởi vì thnh phần gió quay nhìn chung song song với các đờng đẳng trị của

,
trong khi đó thnh phần gió phân kỳ nhỏ hơn có thể lm một góc lớn với các đờng
ny. Các số hạng tác động đơn giản đợc gọi l số hạng nguồn Rossby S có thể dẫn về
dạng sau








v.S

(8.8)
Bây giờ ta có thể thấy các sóng Rossby có thể bị kích động bởi sự đốt nóng miền
nhiệt đới, thậm chí mặc dù
thờng nhỏ tại lân cận vùng đốt nóng. Dòng phần kỳ sẽ
lớn nhất lân cận rìa của khu vực đốt nóng, bên ngoi khu vực ny D có giá trị lớn.
Gradien của
lớn khi gần tới miền cận nhiệt đới, v do đó S có thể lớn ở miền cận
nhiệt đới, cũng nh của cực đại đốt nóng miền nhiệt đới. Trên Hình 8.5 l sơ đồ minh
hoạ đặc điểm ny. Những ý tởng ny đợc minh họa trên Hình 8.6, hình vẽ ny cho
thấy hm nguồn sóng Rossby đối với mùa đông Bắc Bán Cầu. Ta thấy một cực đại đốt
nóng rộng lớn phía trên Indonesia (xem Hình 3.8), mặc dù ở đây l một khu vực có

v nhỏ. Tuy nhiên, gió phân kỳ mạnh nhất ở phía bắc khu vực ny, lân cận bờ biển
- 227 -

Đông Nam á. Tác động của các sóng Rossby lớn nhất ở khu vực của cực đại dòng xiết
Châu
á, cách xa khoảng 3000km so với cực đại đốt nóng.

Hình 8.5 Sơ đồ minh họa tác động của một chuỗi sóng Rossby do một cực đại đốt nóng miền nhiệt
đới. Khu vực tô đậm chỉ khu vực trong đó hàm nguồn sóng Rossby là lớn.
Nghiên cứu đối với các cấu trúc qui mô lớn, tần số thấp trong hon lu Nam Bán
Cầu bị hạn chế do thiếu số liệu v biên độ tơng đối nhỏ của những nhiễu động tần số
thấp dừng. Chất lợng của những phân tích riêng biệt nhìn chung kém hơn so với Bắc
Bán Cầu, do ở đây ít trạm cao không. Chất lợng của các kết quả phân tích chuỗi thời
gian kém hơn so với Bắc Bán Cầu do ít số liệu cao không.
ở đây chỉ có các dãy số liệu
ngắn rất khó có đợc kết quả thống kê ổn định đối với các hiện tợng tần số thấp.
ở
Nam Bán Cầu đều có biên độ nhỏ hơn, v không nổi rõ trên trờng nền bị nhiễu động
do các hình thế quy mô synôp của trờng nền.
Mặc dù đã có rất nhiều nỗ lực để xác định các hình thế quan hệ xa tái diễn trong
những năm gần đây, chi tiết của các nghiên cứu không ổn định. Tuy nhiên, có hai kết
quả xuất hiện rõ rng v có một số điểm chi phối với kết quả của một số nghiên cứu
độc lập.
ở đây, trình by kết quả từ nghiên cứu của Mo & White (1985) dựa trên
trờng trung bình tháng của độ cao mực 500hPa v khí áp mặt đất đợc tổng kết.
Đặc điểm quan trọng đầu tiên l sự tơng quan âm giữa khí áp mặt đất hay độ
cao địa thế vị 500hPa ở miền cực v miền nhiệt đới, với một mode lân cận 60
o
S. Ta
thấy một nhiễu động có liên quan trong cờng độ của đới gió tây ôn đới. Một đặc điểm

quan trọng khác l hình thế 3 số sóng vĩ hớng thông thờng. Hình thế kiểu nh vậy
l một đặc điểm của các trờng trung bình (xem Hình 6.1(b)), tuy nhiên ở đây xuất
hiện một chỉ số chu kỳ gần giá trị ny dòng khí miền ôn đới nằm giữa một trạng thái
có tính vĩ hớng hơn v một trạng thái có sóng dừng với số sóng l 3. Phân tích tơng
quan cho thấy sự xuất hiện ba cực đại của tơng quan quanh miền ôn đới Nam Bán
Cầu.
- 228 -



Hình 8.6 Nguồn sóng Rossby S đối với mùa đông, 1979-89 tại mực 150hPa. (a) Các đờng đẳng trị của
xoáy tuyệt đối , khoảng giữa đờng đẳng trị là 2 x 10
-5
s
-1
, và các vectơ gió phân kỳ

v

. Vectơ chuẩn
là 2ms
-1
. (b) S, khoảng giữa đờng đẳng trị 5 x 10
-11
s
-2
, với vùng đậm chỉ giá trị âm.


Hình 8.7 Sự khác biệt giữa sự kết hợp của trờng độ cao 500hPa ở Nam Bán Cầu với chỉ số 3 sóng cực

đại, và sự kết hợp với chỉ số 3 sóng cực tiểu. Khoảng giữa đờng đẳng trị là 40m, với vùng tô đậm chỉ
các giá trị dơng (Mo & White, 1985)
- 229 -

Dị thờng tại tâm của các cực đại ny có thể dùng để xây dựng một chỉ số về
cờng độ của hình thế ba sóng ny. Hình 8.7 mô tả hình thế ba sóng. Hình vẽ ny dựa
trên sự kết hợp của các trờng m chỉ số ba sóng l lớn nhất v một sự kết hợp tơng
tự của các trờng với chỉ số ba sóng nhỏ. Trên hình vẽ ny cho thấy sự khác biệt giữa
hai cực trị. Trên hình ny cũng cho thấy tơng quan khí áp giữa miền vĩ độ cao v
miền vĩ độ thấp một phần cũng có mối quan hệ với dao động ba sóng ny, vì nhìn
chung nó thể hiện khí áp cao hơn trên khu vực Nam Cực so với trên khu vực cận nhiệt
đới.
Kết quả phân tích EOF dựa trên các trờng trung bình tháng cũng chỉ ra đợc
những hình thế ny. Chúng chiếm u thế đối với hai hm trực giao đầu tiên, chiếm tới
37% phơng sai của giá trị trung bình tháng.
Trong mục ny đã nhấn mạnh sự lan truyền các sóng Rossby từ miền nhiệt đới
đến miền ôn đới. Một phần quan trọng của sự biến đổi tần số thấp bao gồm những dị
thờng dòng khí ổn định ở miền ôn đới có thể liên quan tới sự lan truyền ny, v do đó
liên quan với những dị thờng trong hon lu đại dơng nhiệt đới. Tuy nhiên, cần nhớ
rằng phần lớn dao động tần số thấp quan trắc đợc v hoạt động sóng Rossby dừng
bắt nguồn ở miền ôn đới v chủ yếu lan truyền về phía miền nhiệt đới. Điều ny đợc
chứng minh một cách rõ rng l các thông lợng động lợng dừng chiếm u thế ở miền
cực. Các nguồn sóng Rossby miền ôn đới l sự tơng phản của địa hình v
của đại
dơng-lục địa, cũng nh sự kích
động các sóng Rossby bởi các hệ thống t áp tức thời
thuần thục.
8.3 Những dao động tầng bình lu
Ngời ta quan trắc thấy một số dao động có tần suất xuất hiện lớn của gió vĩ
hớng trong tầng bình lu nhiệt đới. Đây l những ví dụ về những dao động của hon

lu khí quyển v ngời ta cho rằng chúng đợc hình thnh do những bản chất động
lực nội tại của khí quyển hơn l do những tác động bên ngoi. Trong mục ny ta sẽ
bn đến hai dạng dao động. Một dao động đợc gọi l dao động tựa hai năm (hay l
QBO ); v dao động nửa năm (hay l SAO). QBO đợc quan sát thấy ở phần dới
v phần giữa tầng bình lu v có thể đợc nghiên cứu bằng số liệu cao không. SAO
xẩy ra ở các tầng cao hơn trong khí quyển v khó quan trắc đợc. Phía trên độ cao tới
đợc của các thiết bị thám không, nguồn dữ liệu chủ yếu do thám sát nhiệt độ từ vệ
tinh. Tuy nhiên, gần miền xích đạo không có điều kiện cân bằng phù hợp để có thể liên
hệ giữa các thám sát nhiệt độ với trờng gió. Phần lớn các thám sát của dao động SAO
lấy từ một chuỗi hữu hạn các đo đạc từ tên lửa đợc phóng từ các trạm ở miền nhiệt
đới.
Dao động QBO bao gồm một dao động của gió vĩ hớng, từ đông sang tây ở các
mực trên cao của miền nhiệt đới. Gió dao động với một biên độ cực đại vo khoảng 20-
30m/s ở gần mực 20hPa, v những dao động ny có biên độ nhỏ hơn phía dới mực
50hPa. Đới gió đông nhìn chung khá mạnh hơn so với đới gió tây. Biến đổi vĩ hớng có
dạng hm Gauss với nửa độ rộng l 12
0
vĩ. Chu kỳ biến đổi trong khoảng từ 22-34
tháng; trong một khoảng thời gian di, chu kỳ trung bình của dao động khoảng 27
- 230 -

tháng. Điều ny cho thấy rằng dao động ny không có quan hệ với chu trình năm mặc
dù có một số bằng chứng cho thấy ở đây có một xu thế đảo ngợc gió diễn ra vo mùa
hè ở Bắc Bán Cầu. Trong suốt pha hớng tây, đới gió tây vĩ hớng mạnh nhất ở trên
xích đạo; đây l một dấu hiệu rõ rng rằng các thông lợng mômen động lợng của
xoáy đợc bao hm trong dao động QBO, vì dòng khí phía tây ny có mômen góc trên
một đơn vị khối lợng lớn hơn bất kỳ một vùng no khác trên bề mặt Trái Đất. Cực
đại ny không thể đạt đợc trong hon lu không ma sát đối xứng trục. Về vấn đề ny
sẽ đợc thảo luận trong mục 10.3. Một bằng chứng quan trọng về bản chất của các cơ
chế hình thnh dao động QBO đợc biểu diễn trên Hình 8.8.

Hình 8.8 Mặt cắt thẳng đứng theo thời gian-độ cao của gió vĩ hớng trung bình tháng dựa trên quan
trắc của các trạm miền nhiệt đới ở đảo Canton (tháng 1/1953 đến 8/1967), Đảo Maldive (tháng 9/1967
đến 12/1975) và Singapore (tháng 1/1976 đến 5/1992). Khoảng giữa các đờng đẳng trị là 10m/s, vùng
tô đậm là đới gió tây (Naujokat, 1986)
- 231 -

Đây l mặt cắt thẳng đứng theo chiều cao v thời gian của thnh phần vĩ hớng
của gió quan sát đợc ở một số trạm miền nhiệt đới. Dao động ny bắt nguồn từ các
mực trên cao v lan truyền chậm xuống phía dới.
ở đây có tính bất đối xứng đáng kể.
Chẳng hạn nh, sự chuyển từ dòng gió đông sang dòng gió tây lan truyền xuống phía
dới nhanh hơn so với sự chuyển từ dòng gió tây sang dòng gió đông. Dễ dng nhận
thấy rằng dao động QBO không đơn giản l một sóng lan truyền từ trên cao xuống. Sự
tiêu tán sẽ nhanh chóng ngăn chặn dao động ny, mật độ giảm theo quy luật hm mũ
theo chiều cao đòi hỏi biên độ phải lớn nhất ở khu vực tác động v biên độ giảm theo
quy luật hm mũ khi sóng lan truyền xuống phía dới. Trong trờng hợp bất kỳ rất
khó chứng minh rằng cơ chế no có thể tạo sóng tần số thấp ở các mực trên cao trong
tầng bình lu. Lý thuyết về dao động đợc chấp nhận hiện nay về QBO cho rằng dòng
bị tác động từ tầng đối lu v do đó có sự tơng tác giữa các sóng lan truyền lên phía
trên v dòng trung bình.
Một mô phỏng theo hớng ny đợc Plumb & McEwan (1978) thực hiện trong
phòng thí nghiệm. Các thiết bị ny đợc minh họa trên Hình 8.9 bao gồm một bể hình
trụ chứa nớc biển đợc phân tầng với một cơ chế kích động tạo sóng đứng, tần số
v
số sóng vĩ hớng k trên biên dới. Sóng đứng kiều nh vậy có thể đợc tách thnh hai
sóng di chuyển với biên độ bằng nhau nhng di chuyển theo hớng ngợc nhau với tốc
độ pha
k
/

c . Dung dịch nớc biển cho ta các sóng trọng trờng nội, với số sóng vĩ
hớng k v số sóng thẳng đứng m. Quan hệ tiêu tán đối với các sóng trọng trờng nội
lan truyền thẳng đứng l


2/1
22
mk
Nk
Uk


(8.9)
trong đó U l gió vĩ hớng, đợc coi l không đổi hoặc chỉ l một hm biến đổi rất
chậm theo chiều cao z, v N l tần số Brunt-Vaisala. Lý thuyết về sự lan truyền thẳng
đứng của các sóng trọng trờng nội qua môi trờng trong đó gió vĩ hớng biến đổi
chậm theo độ cao có thể phát triển, dựa trên quan hệ tiêu tán. Các bớc ny giống với
các bớc trong mục 6.2 đối với sự lan truyền theo phơng ngang của sóng Rossby. Tần
số v số sóng vĩ hớng đợc bảo ton theo sóng lan truyền trong khi đó phơng trình
(8.9) có thể đợc sắp xếp lại để cho ta quan hệ chẩn đoán giữa m v giá trị địa phơng
của gió vĩ hớng U


2
2
2
2
k
Uc
N

m


(8.10)
Dấu của m đợc xác định bởi điều kiện vận tốc nhóm của sóng trọng trờng hớng lên
trên. Từ quan hệ tiêu tán, thnh phần thẳng đứng của vận tốc nhóm,
m
/

có thể
viết dới dạng



2
3
gz
N
kmUc
c


(8.11)
Do đó, để bảo đảm sự lan truyền năng lợng lên trên, căn âm đối với m phải đợc chọn
khi U > c, v căn dơng khi U < c. Phơng trình (8.10) cũng cho thấy có sự hạn chế đối
- 232 -

với giá trị của U trong bất kỳ sự lan truyền thẳng đứng no. Số sóng theo chiều thẳng
đứng l ảo, có nghĩa l các sóng bị biến dạng theo chiều thẳng đứng, trừ phi

22
2
k/NUc (8.12)
Sự lan truyền thẳng đứng chỉ xẩy ra đối với khoảng tốc độ dòng tập trung ở
c. Kích
thớc của khoảng ny phụ thuộc vo việc lựa chọn các giá trị N v k.

Hình 8.9 Các dụng cụ đợc Plumb & McEwan sử dụng nh là một mô hình của QBO
Minh họa về sự giới hạn đối với giá trị U đợc biểu diễn trên Hình 8.10. Hình ny
cho ta thnh phần thẳng đứng của vận tốc nhóm l một hm của tốc độ dòng khí U.
Các giá trị của U, k v
l các giá trị đợc Plumb-McEwan sử dụng trong thí nghiệm.
Sự lan truyền thẳng đứng chỉ có thể xẩy ra với
U nhỏ hơn 57 mm/s. Giả thiết U l gió
tây, v có độ lớn xẩy ra sự lan truyền thẳng đứng. Độ nghiêng của các đờng pha
không đổi đơn giản l m/k; yêu cầu c
gz
phải hớng lên trên có nghĩa l m trái dấu với c
U. Vì vậy sự nghiêng pha về phía tây theo độ cao khi U > c. Điều ny có nghĩa l


**
wu âm, phải l dòng thẳng đứng của động lợng gió đông. Gần các mực nơi sóng bị
tiêu tán, do khuếch tán nội chẳng hạn, phải có sự hội tụ của dòng động lợng gió đông,
v do đó gia tốc hớng đông sẽ l phổ biến. Lân cận các mực ny, U sẽ giảm từ từ, v
cuối cùng đạt tới giá trị tại đó khởi đầu sự lan truyền thẳng đứng. Nếu tác động ở mực
ny đợc duy trì, mực gió bằng không do đó dần dần sẽ hạ xuống trong dòng khí. Cuối
cùng, đới gió đông sẽ hạ xuống tới đáy. Khi đó các sóng với U < c có thể lan truyền theo

chiều thẳng đứng. Nếu tất cả các lập luận trên đảo ngợc, khi đó các sóng ny sẽ vận
chuyển động lợng hớng tây lên cao, v gây ra sự đảo ngợc dòng khí, trớc hết ở các
mực trên cao sau đó tại các mực thấp hơn. Dụng cụ ny thể hiện một dao động tần số
thấp của gió vĩ hớng, điều khiển bởi các tơng tác phi tuyến giữa các sóng trọng
trờng lan truyền lên trên v dòng vĩ hớng.
Nói chung, hiện nay ngời ta đã chấp nhận rằng dao động tựa hai năm của khí
quyển bị điều khiển theo cách ny. Các chuyển động trong tầng đối lu, đặc biệt
những chuyển động gắn liền với các đám mây tích đối lu ở miền nhiệt đới, có thể tác
động tới một phổ các nhiễu động tại đỉnh tầng đối lu nhiệt đới. Các sóng trọng trờng
- 233 -

lan truyền thẳng đứng có thể ít quan trọng hơn nhiều đối với QBO so với các sóng lan
truyền thẳng đứng qui mô lớn hơn; quan trọng l các sóng Kelvin qui mô hnh tinh, có
thể lan truyền lên tầng bình lu trong các điều kiện gió đông v các sóng hỗn hợp
Rossby-trọng trờng có thể lan truyền trong các điều kiện gió tây. Mục 7.1 cho ta một
cách giải thích về các sóng qui mô hnh tinh lan truyền về phía xích đạo. Đặc trng
khác biệt của những sóng ny giúp ta giải thích sự bất đối xứng quan trắc đợc giữa
pha gió đông v gió tây của đao động tựa hai năm QBO; bản chất hỗn loạn của tác
động có sự biến đổi tần số thấp đáng kể, điều ny giải thích tại sao QBO chỉ có nửa
chu kỳ. Sự hạn chế của QBO đối với những vĩ độ nhiệt đới phản ánh sự hạn chế có
tính kính hớng của các dao động xích đạo điều khiển nó.

Hình 8.10 Sự phụ thuộc của các thành phần thẳng đứng của vận tốc nhóm vào dòng vĩ hớng U đối
với mô hình QBO trong phòng thí nghiệm của Plumb-McEwan. Đờng liền biểu diễn các trờng hợp U
< c và do đó


**
wu > 0. Đờng đứt biểu diễn các trờng hợp U > c và

**
wu < 0.
Dao động nửa mùa (SAO) có nhiều đặc điểm chung với dao động tựa hai năm
QBO. Giống nh QBO, nó bao gồm một dao động gió vĩ hớng ở miền nhiệt đới. Dao
động ny có biên độ cực đại ở gần đỉnh tầng bình lu v đỉnh tầng khí quyển giữa;
dờng nh dao động tại đỉnh tầng trung lu khác nhiều so với dao động tại đỉnh tầng
bình lu, v có thể bị điều khiển bởi các cơ chế khác nhau. Dới 40km, dao động ny
trở nên yếu hơn v bị lấn át bởi QBO. Dao động tại đỉnh tầng bình lu có biên độ
khoảng 30ms
-1
v một nửa độ rộng l 25
o
vĩ. Cực đại của gió tây tại đỉnh tầng đối lu
xuất hiện ngay sau điểm phân v cực đại gió đông xuất hiện ngay sau điểm chí. Đôi
khi ngời ta nói rằng SAO có phạm vi ton cầu chứ không chỉ hạn chế ở miền nhiệt
đới. Tuy nhiên, dờng nh SAO ở miền ngoại nhiệt đới đơn giản l một hm điều hòa
đầu tiên của chu trình năm của gió vĩ hớng.
Gia tốc gió tây của SAO tầng bình lu đầu tiên xuất tại đỉnh tầng bình lu v lan
truyền xuống dới, với tốc độ khoảng 10km/tháng. Nó hon ton tơng tự với QBO, v
có bằng chứng rõ rng rằng các sóng Kelvin lan truyền theo chiều thẳng đứng liên
quan với gia tốc gió tây. Tuy nhiên, không có bằng chứng đầy đủ về hoạt động của
sóng Kelvin giải thích cho độ lớn của gia tốc ny; điều ny có thể l các sóng trọng
trờng cũng đóng một vai trò no đó. Gia tốc gió đông thì hon ton khác. Nó xuất
hiện hầu nh đồng thời tại tất cả các mực, v do đó các sóng lan truyền theo chiều
- 234 -

thẳng đứng phải đóng một vai trò phụ trợ trong việc điều khiển nó. Vận chuyển theo
phơng ngang của mômen động lợng cần để cung cấp tạo gia tốc đồng thời tại tất cả
các mực. Bình lu trung bình vĩ hớng của đới gió đông mùa hè vợt xích đạo có thể

giải thích cho độ lớn của gia tốc gió đông, với vận chuyển động lợng theo phơng
ngang liên quan với sự phá vỡ các sóng Rossby trong bán cầu mùa đông, có thể đóng
một vai trò quan trong thứ hai. Chi tiết hơn về các vấn đề liên quan tới hon lu tầng
bình lu sẽ đợc đề cập trong Chơng 9.
SAO tại đỉnh tầng trung quyển không đợc quan trắc một cách rõ rng. Ngời ta
cho rằng nó chủ yếu bị điều khiển bởi các sóng trọng trờng lan truyền lên trên, tơng
tự trong dạng Plumb-McEwan của QBO.
8.4 Dao động nội mùa
Ngoi các chu trình dao động theo mùa thông thờng, những dao động tựa chu kỳ
của hon lu tầng đối lu l khá hiếm. Vì vậy nó trở thnh chủ đề mới lạ đầu những
năm của thập kỷ 70, khi ngời ta phát hiện ra một dao động tựa chu kỳ của hon lu
gió vĩ hớng với chu kỳ khoảng từ 40 đến 50 ngy. Từ đó dao động ny đợc dẫn chứng
nhiều trong những nghiên cứu về sự biến đổi của tầng đối lu. Chu kỳ ny có thể biến
đổi, v khoảng biến đổi của nó đến nay đã mở rộng từ 30 đến 60 ngy. Các tên gọi
khác nhau nh dao động 30-60 ngy, dao động 40-50 ngy v dao động Madden-
Julian, tên gọi phù hợp nhất có thể l dao động nội mùa, tức l một dao động bất
thờng no đó có quy mô thời gian đủ di để đem so sánh với những quy mô synôp
nhng lại ngắn hơn so với quy mô thời gian theo mùa. Hình 8.11 biểu diễn số liệu khí
áp bề mặt tại trạm đơn, Canton Island (3
o
S, 172
o
W); dao động ny thể hiện trong số
liệu tại trạm đó v thể hiện rất rõ khi thực hiện một phép lọc dải tần số thích hợp để
bỏ qua những tần số cao v chu kỳ mùa.

Hình 8.11 Biến trình khí áp mặt đất từ Canton (3
o
S, 172
o

W). Đờng cong trên là biến trình số liệu thô và
đờng cong nằm dới là kết quả của việc áp dụng phép lọc có trung tâm lân cận 45 ngày đối với chuỗi
số liệu. ( Madden & Julian, 1972)
- 235 -

Kết quả so sánh số liệu quan trắc từ nhiều trạm ở miền nhiệt đới cho thấy dao
động ny dịch chuyển về phía đông, có số sóng vĩ hớng l 1, tập trung ở xích đạo với
nửa độ rộng khoảng 10 độ vĩ. Nó thể hiện rõ nhất trong các trờng khí áp bề mặt,
nhiệt độ v gió vĩ hớng, v gần đây cũng đợc xác định trong các mô hình phân bố
mây đối lu v phân bố ma. Dao động ny biến đổi cả về cờng độ v tốc độ pha. Nó
biến đổi lớn nhất vo các tháng mùa đông v yếu nhất trong những tháng mùa hè v
cũng có thể nhận thấy ở mọi thời gian trong năm. Mặt cắt thẳng đứng theo kinh độ-
thời gian cho thấy những nhiễu động trong mùa di chuyển về phía đông qua
ấn Độ
Dơng v đạt biên độ cực đại ở Indonesia. Trên vùng trung tâm v vùng tây Thái Bình
Dơng, các nhiễu động ny khá yếu v diễn ra với đặc trng của một dao động đứng.
Hình 8.12 biểu diễn cấu trúc của dao động nội mùa, dựa trên tám chu kỳ mùa đông
lấy từ phân tích của Trung tâm dự báo thời tiết hạn vừa Châu âu (ECMWF). Phân
tích hm trực giao thực nghiệm đã đợc sử dụng để cô lập dao động ny trong trờng
thế vận tốc.
áp dụng phép lọc số ta tách đợc các chu kỳ 30-60 ngy đối với chuỗi thời
gian của thế vận tốc tại mực 150hPa v 850hPa. Chuỗi thời gian lọc đợc sử dụng nh
l cơ sở của phép phân tích hm trực giao thực nghiệm EOF. Hình 8.12 (a,b) hai hm
trực giao thực nghiệm đầu tiên tại mực 150hPa. Đặc điểm nổi bật nhất của EOF1 trên
khu vực Indonesia với sự phân kỳ mực trên cao trên vùng Indonesia v sự hội tụ mực
thấp. EOF2 hầu nh khác pha với EOF1, v chuỗi thời gian của thnh phần chính
tơng ứng (Hình 8.12(c)) dao động theo hm bậc hai. Kết hợp các trờng EOF1 v
EOF2 cho ta một nhiễu động lan truyền chủ yếu theo hớng đông với biên độ lớn nhất
ở khu vực Indonesia.

Hình 8.12 EOF1 (a) và 2 (b) của trờng phân kỳ đối với 8 mùa đông của số liệu tại Trung tâm dự báo
thời tiết hạn vừa Châu Âu
- 236 -

Thế vận tốc thờng đợc sử dụng nh biểu diễn trên Hình 8.12, để chẩn đoán
những chuyển động bị điều khiển bởi đối lu ở miền nhiệt đới. Nó cho thấy một bức
tranh về dòng đi ra khỏi những khu vực đối lu mạnh, v điều ny cho thấy dòng khí
ton cầu có phản ứng với tác động ny. Tuy nhiên, điều ny có thể rất dễ nhầm lẫn.
Chẳng hạn nh, giả thiết rằng trờng gió liên quan với sóng Kelvin xích đạo đợc chia
thnh thnh phần quay v thnh phần phân kỳ, có thể đợc biểu diễn bằng hm dòng
v thế vận tốc tơng ứng. Cả hai trờng ny đều mang tính ton cầu. Vì sóng Kelvin
thực chất l nhiễu động xích đạo nhanh chóng giảm yếu v biến mất khi vợt qua vĩ
tuyến 20
0
về phía cực.

Hình 8.12 (tiếp) (c) Các chuỗi thời gian của thành phần chủ yếu tơng ứng; đờng liền là PC1, đờng
đứt là PC2 (Theo A. Matthews)
Thực tế, thnh phần quay v thnh phần phân kỳ của véc tơ gió đối với sóng
Kelvin thuần triệt tiêu lẫn nhau ở miền ôn đới nhng chúng kích động lẫn nhau ở
miền nhiệt đới. Trong khi hiệu ứng Helmhol của trờng gió rất có ý nghĩa về mặt toán
học lại không có ý nghĩa vật lý trong trờng hợp ny. Điều đó cũng đúng, ít nhất ỏ
mức độ no đó, đối với dòng khí liên quan với dao động trong mùa.
Trên mặt cắt thẳng đứng theo kinh tuyến, dao động gió vĩ hớng mạnh nhất ở
phần trên tầng đối lu, giữa mực 150 v 200hPa v cũng có cấu trúc t áp của nhiễu
động tầng đối lu với chuẩn sai gió đông mực thấp nằm dới chuẩn sai gió tây trên cao
v ngợc lại. Quan hệ giữa trờng áp v trờng gío mặt đất v sự phân bố của khu vực
đối lu tăng cờng đợc minh hoạ bằng sơ đồ trên Hình 8.13. Chu trình đợc chiếm u
thế bởi sự tăng cờng đối lu phía trên các khu vực chuẩn sai lớn hội tụ. Khu vực đối
lu tăng cờng ny xuất hiện ở Indonêsia v di chuyển về phía đông ngang qua Thái

Bình Dơng, gần tới kinh tuyến 180
0
W trớc khi tan biến. Chuẩn sai đối lu một phần
của dải đối lu phát triển nằm theo hớng vĩ tuyến hay l một phần của vòng hon
lu Walker, gần nh các vòng hon lu Walker của dòng trung bình theo thời gian
đợc mô tả trong mục 8.1
Cấu trúc mây cùng với tốc độ lan truyền sang phía đông đợc coi l dao động nội
mùa v có thể giải thích bằng các thnh phần của sóng Kelvin lan truyền.
Khó khăn trong việc giải thích tại sao tốc độ lan truyền nhỏ hơn tốc độ lan truyền
của sóng Kelvin không đơn giản nh thảo luận trong mục 8.2. Vấn đề thứ hai l cơ chế
- 237 -

khởi tạo sóng Kelvin. Rõ rng l đối lu ẩm nhiệt đới có thể bảo đảm năng lợng cần
thiết thông qua hiệu ứng hồi tiếp giữa dòng quy mô lớn v quy mô đối lu. Độ bất ổn
định điều kiện loại hai (CISK) l mô hình giả thiết về cơ chế hồi tiếp ny. Vì vậy, để
đối lu khởi tạo ở khu vực nhất định cần phải có sự hội tụ dòng hơi nớc vo khu vực
ny. Quá trình giải phóng ẩn nhiệt trong yếu tố đối lu điều khiển dòng thăng mực
giữa, tăng cờng sự hội tụ ẩm mực thấp vo khu vực hội tụ. Mô hình hội tụ v phân
kỳ bằng cách đó cũng tạo nên độ xoáy tơng đối quy mô lớn thông qua thnh phần
nguồn S của sóng Rossby (phơng trình (8.7) v (8.8)). Cơ chế đó cũng đợc giả thiết l
cơ chế hình thnh của bão cũng nh hệ thống thời tiết. Vấn đề đối với cơ chế ny l
chúng phụ thuộc vo một số quan hệ giữa chuyển động quy mô đối lu v trờng
synôp quy mô lớn do đó vợt quá việc tham số hoá đối lu. Từ đó một điều không gì
ngạc nhiên l các mô hình lý thuyết của dao động nội mùa cho kết quả dự báo khác
nhau đối với tốc độ lan truyền sóng. Cơ chế CISK có thể tác động một cách rõ rng lm
chậm sóng Kelvin bằng cách biến đổi phối hợp giữa dòng khí trên cao v dới thấp.
Nhiều dòng trong mô hình khí hậu ton cầu có thể tạo nên một số dao động nhng cho
tốc độ lan truyền quá cao. Kết quả chắc chắn l nhậy cảm với phơng pháp tham số
hoá đối l
u đã đợc sử

dụng. Do dao động mùa lần đầu tiên đợc nhận biết v đợc
minh họa bằng số liệu quan trắc khí quyển nhiệt đới (đặc biệt l nhờ khả năng của số
liệu vệ tinh) v kết quả phân tích chi tiết số liệu trớc đó đã phát hiện dấu hiệu của
dao động ny trong nhiều trờng khí tợng. Chẳng han, thời kỳ gió mùa thụ động v
tích cực trong gió mùa
ấn Độ, trong thời gian đó có sự nhiễu động ma gió mùa đợc
nhận biết nh l mô phỏng của hon lu gió mùa gây nên do dao động nội mùa. Lợng
mây trên Nam Mỹ v Châu Phi cũng biến đổi phù hợp với pha của dao động nội mùa.
Ngời ta cũng phát hiện ra đợc một số thích ứng ton cầu. Chẳng hạn, độ di ngy
trực tiếp phản ánh những biến đổi của mô men động lợng cũng có dao động với chu
kỳ 30-60 ngy.
8.5 Dao động nam
Những dao động với quy mô thời gian một năm hay di hơn góp phần lm biến đổi
dao động giữa các năm trong đó một mùa đông v một mùa hè ny có sự khác biệt
đáng kể. Kết quả so với mùa hè v mùa đông năm khác. Phân tích EOF hay phân tích
tơng quan các trờng trung bình theo mùa hay trung bình năm cho thấy cờng độ,
hình thế không gian có liên quan với các biến đổi qua các năm. Một hình thế nh vậy
đã đợc phát hiện v nhận biết nh một cấu trúc biểu hiện rõ. Nó giải thích cho một
phần phơng sai biến đổi qua các năm ton cầu.
ở đây có hai mặt quá trình: một l
dao động của hon lu khí quyển v hai l dao động của hon lu đại dơng nhiệt đới.
Hiện tợng ny xuất hiện trong nhiều năm dới dạng tơng quan âm giữa khí áp
bề mặt tại khu vực Darwin, Australia v đảo Easter ở giữa Thái Bình Dơng. Hiện
tợng ny đợc gọi l dao động nam. Phần phía trên đại dơng của dao động ny thể
hiện ảnh hởng của nhiệt độ mặt biển ngoi khơi Peru. Thông thờng nớc trồi mang
nớc lạnh giu chất dinh dỡng lên bề mặt ở đây. Nhng vi năm một lần nớc trồi bị
suy yếu v nhiệt độ mặt nớc biển tăng vi độ dẫn đến hậu quả l sự thất thu trong
- 238 -

việc đánh bắt cá ở địa phơng. Hiện tợng ny đợc ng dân Peru gọi l ElNino bởi

vì nó thờng xuất hiện vo Giáng sinh.

Hình 8.13 Sơ đồ tổng kết quan hệ giữa dị thờng của trờng khí áp bề mặt, hoàn lu kinh hớng, độ
cao đỉnh tầng đối lu và đối lu mây tích nhiệt đới trong một chu trình đặc trng của dao động nội
mùa (Theo Madden & Julian, 1972)
Quan trắc ton cầu cho thấy rằng dao động nam v ElNino l những hiện tợng
quy mô lớn liên quan với những biến đổi trên hầu khắp miền nhiệt đới Thái Bình
Dơng. Quan hệ xa đã liên kết dao động nam với sự biến đổi hon lu miền ôn đới.
Hơn nữa, hiện tợng ny cuối cùng liên kết với hiện tợng khác tạo nên một dao động
- 239 -

phi tuyến kép của đại dơng nhiệt đới v hon lu khí quyển ton cầu. Dao động kép
ny gọi l ElNino-Dao động nam hay gọi tắt l ENSO. Tơng tự những dao động phi
tuyến khác, ENSO không có một chu kỳ chính xác, tuy nhiên nó có đặc tính quy mô
lớn. Hiện tợng ElNino khác nhau về cờng độ: một số có cờng độ nhỏ, một số lại có
cờng độ rất lớn. Hiện tợng ENSO mạnh nhất trong 40 năm qua xẩy ra vo các năm
1982-1983, đã đợc nghiên cứu nhiều. Khoảng thời gian giữa các hiện tợng ENSO có
thể ngắn, khoảng 2 năm hoặc có thể di tới 7 năm; chu kỳ trung bình khoảng 40
tháng. Hình 8.14 biểu diễn hai đặc tính của ENSO năm 1982-1983. Trên Hình 8.14(a)
biểu diễn dị thờng của gió ở mực 850hPa mùa đông năm 1982-1983 so với thời kỳ sáu
năm từ 1983-1989. Một dị thờng gió tây mạnh mở rộng nhiều về trung tâm Thái
Bình Dơng nhiệt đới, với những dị thờng gió đông yếu hơn trên vùng Indonesia. Mô
hình ny l kết quả của sự dịch chuyển của trung tâm đối lu nhiệt đới từ Indonesia
sang vùng trung tâm hoặc đông Thái Bình Dơng. Cùng thời gian ny, những dị
thờng xoáy thuận mạnh xuất hiện ở những vĩ độ cao hơn. Chúng tạo nên những
chuỗi sóng nối liền miền nhiệt đới v miền ôn đới. Chuỗi sóng ở Bắc Bán Cầu l mô
hình PNA biểu diễn trên Hình 8.1(b). Hình 8.14(b) biểu diễn những dị thờng của
nhiệt độ mặt biển trong thời kỳ ElNino, tháng 1 năm 1983. Đặc điểm chính l sự lạnh
đi ở khu vực Indonesia v sự nóng lên về phía bờ biển Nam Mỹ.

Hình 8.14 Cấu trúc của hiện tợng ENSO trong năm 1982-1983, hiện tợng ENSO mạnh nhất trong
vòng 40 năm quan. (a) Dị thờng trờng gió mực 850hPa (số liệu của ECMWF); vectơ chuẩn biểu thị
5ms
-1
. (b) Dị thờng nhiệt độ mặt nớc biển trên Thái Bình Dơng trong năm 1982-1983. Khoảng giữa
đờng đẳng trị 1K, vùng đậm có giá trị vợt quá 1K
- 240 -

Những cố gắng mô hình hóa dao động ENSO chủ yếu dựa trên một dao động kép
của hon lu kết hợp giữa khí quyển-đại dơng. Hình 8.15 l một sơ đồ minh họa các
dạng tơng tác có thể có. Dạng thông thờng đợc biểu diễn trên Hình 8.15(a). Nhiệt
độ bề mặt biển ấm nhất ở vùng lân cận Indonesia. Vì vậy khu vực ny có đối lu
mạnh, giải phóng ẩn nhiệt lớn v sinh ra hon lu Walker nh đã đề cập trong mục
7.1. Gió mực thấp gắn liền với hon lu Walker tạo ra một ứng suất hớng từ đông
sang tây trên bề mặt biển, đẩy dòng nớc nóng về phía tây Thái Bình Dơng v duy
trì dòng nớc trồi dọc theo bờ biển Nam Mỹ. Tuy nhiên, giả thiết rằng cực đại nhiệt độ
mặt biển dịch chuyển về vùng giữa Thái Bình Dơng. Các cực đại đối lu v hon lu
Walker sẽ di chuyển xa hơn về phía đông. Đới gió đông mực thấp đợc thay thế bởi đới
gió tây trên hầu hết vùng Thái Bình Dơng nhiệt đới, dịch chuyển vùng nớc ấm về
phía đông v nhấn chìm dòng nớc trồi ở Nam Mỹ. Có thể thấy những biến đổi ny sẽ
tác động trở lại lên chính chúng v nhờ đó thiết lập v duy trì trạng thái ElNino dị
thờng.
Những mô hình lý tởng hoá biểu diễn sự kết hợp giữa gió nhiệt đới mực thấp v
dòng chảy ở những lớp trên của đại dơng cho thấy quá trình ny l bất ổn định; điều
kiện ban đầu giống nh đợc biểu diễn trên Hình 8.15(a) bắt đầu l
dao động giữa

trạng thái ElNino v trạng thái chuẩn (đôi khi đợc gọi l trạng thái LaNina). Biên
độ của dao động lớn nhất tại giá trị cực đại no đó. Trong một trờng hợp phức tạp
hơn, ảnh hởng của tính thất thờng bất ổn định t áp miền ôn đới lm cho dao động

ElNino vì một nguyên nhân no đó cũng trở nên thất thờng. Giả thiết rằng quy mô
thời gian của dao động có thể đợc xác định bằng thời gian sóng Kelvin xích đạo ở đại
dơng lan truyền lan truyền trong khu vực Thái Bình Dơng v do đó những biến đổi
trong hon lu đại dơng có thể dùng để dự báo sự phát triển của những hiện tợng
ny.


Hình 8.15 Sơ đồ minh họa sự kết hợp giữa hoàn lu đại dơng và khí quyển trong thời kỳ ENSO. Hình
vẽ biểu thị theo mặt cắt kinh độ-độ cao của khí quyển và đại dơng dọc theo xích đạo trên Thái Bình
Dơng. (a) Hoàn lu chuẩn, với đối lu hình thành trên vùng Indonesia; (b) Dị thờng hay hoàn lu
ElNino với đối lu di chuyển tới vùng giữa hay phía tây Thái Bình Dơng
Khi xem xét dới góc độ ton cầu ta có thể hiểu đó l sự lan truyền của chuỗi sóng
Rossby từ trung tâm đốt nóng đối lu dị thờng. Theo cách ny, hiện tợng ElNino tạo
ra những dị thờng hon lu trên miền ôn đới Bắc v Nam Mỹ, Australia v thậm chí
có thể xa lan hơn nữa. Trong thực tế, hiện tợng ElNino l một thnh phần chủ đạo,
nếu không muốn nói rằng l lớn nhất, của biến đổi hng năm trên một vùng rộng lớn
- 241 -

của Trái Đất. Những hiểu biết sâu sắc hơn về ElNino chỉ ra khả năng xây dựng những
phơng pháp dự báo thời tiết quy mô thời gian mùa hoặc di hơn v vì những ảnh
hởng sâu sắc của cơ chế thời tiết dị thờng gây ra bởi hiện tợng ElNino 1982-1983,
nên ElNino đã trở thnh đề ti nghiên cứu v đợc tiến hnh trên phạm vi rộng lớn
cấp thiết.
8.6 Cơ chế ngăn chặn dòng miền ôn đới
Những ví dụ về tơng tác tần số thấp m ta đã đề cập trớc đây có một vai trò đối
với các vĩ độ thấp nhiệt đới. Miền ôn đới có biến đổi tần số thấp lớn hơn nhiều. Tuy
nhiên, biến đổi tần số thấp miền ôn đới có một khoảng biến đổi của tần số không rõ
rng v nhìn chung cấu trúc không gian cũng không rõ bằng biến đổi của miền nhiệt
đới. Trong mục ny sẽ mô tả một dao động tần số thấp rất đặc trng của hon lu
miền ôn đới, dao động ny hiện nay vẫn cha đợc hiểu biết đầy đủ v vẫn còn thu

hút nhiều nghiên cứu. Đó chính l cơ chế ngăn chặn; ngời ta thờng coi đó l biến
đổi giữa dòng ôn đới vĩ hớng tơng đối với những nhiễu động di chuyển nhanh v
biến đổi giữa dòng kinh hớng với những nhiễu động dừng hoặc tựa dừng.
Sự biến đổi của cơ chế dòng ny thông thờng đợc mô tả bằng chỉ số vĩ hớng.
Chẳng hạn nó có thể dựa trên gió địa chuyển vĩ hớng ôn đới tính trung bình. Chỉ số
đặc trng lấy từ độ cao địa thế vị trung bình vĩ hớng trong dải 55
o
N v 35
o
N. Dòng vĩ
hớng đợc đặc trng bởi những giá trị lớn của chỉ số vĩ hớng, trong khi đó dòng bị
chặn lại có chỉ số vĩ hớng nhỏ hơn. Ngời ta quan sát thấy chỉ số vĩ hớng ny dao
động không đều giữa những giá trị thấp v những giá trị cao, với chu kỳ đặc trng cỡ
vi tuần. Dòng có chỉ số thấp thờng đợc biểu hiện bằng xoáy nghịch mạnh, tựa
dừng. Các xoáy nghịch ny có vị trí xác định, thứ nhất l ở vùng tây Châu
âu, đông
Đại Tây Dơng v vùng thứ hai ở đông Thái Bình Dơng. Cả hai khu vực ny đều
nằm cuối dòng của quỹ đạo xoáy thuận cơ bản, v trong vùng nơi hình thế sóng trung
bình theo thời gian có xu hớng đợc đặc trng bởi những dải sóng (xem Chơng 6 v
7). Một xoáy nghịch ngăn chặn ny có thể duy trì trong vi tuần; trong một số khu vực
khô hạn chính ở Châu
âu những xoáy nghịch ny dờng nh liên tiếp hình thnh trên
những khu vực đó.
Cơ chế ngăn chặn l một đặc điểm chủ yếu của miền ôn đới Nam Bán Cầu. Một số
khu vực nơi những xoáy nghịch mạnh khá thịnh hnh tuy nhiên thời gian tồn tại của
chúng ngắn hơn so với những xoáy nghịch ở Bắc Bán Cầu. Khu vực ny nằm ở phía
nam NewZealand nơi dòng xiết tầng đối lu có xu thế phân tách (xem Hình 7.11); một
khu vực khác nằm ở gần Nam Mỹ.
Một khi hình thế ngăn chặn cơ bản hình thnh, nó ngăn chặn chuyển động về
phía đông thông thờng của những hệ thống thời tiết xoáy thuận. Thay vo đó các

dòng khí thổi vòng qua vật chớng ngại v lệch chủ yếu l về phía cực. Minh họa cho
một trờng hợp đặc trng thể hiện trên Hình 8.16(a), biểu diễn trờng độ cao địa thế
vị đợc lọc bỏ qua tần số cao cùng với trờng đợc lọc bỏ qua tần số thấp tại cùng một
thời điểm trong thời gian hiện tợng ngăn chặn xẩy ra trên nớc Anh. Thảo luận trong
mục 7.4 cho thấy mô hình đặc trng của vectơ
E phối hợp nh thế no với những xoáy
- 242 -

tần số cao bị biến dạng. Vectơ E đợc biểu diễn trên Hình 8.16(b). Các vectơ ny có xu
thế hội tụ vo khu vực ngăn chặn, cho thấy sự tơng tác giữa các quá trình tần số cao
với quá trình ngăn chặn sẽ lm giảm dòng gió tây ở khu vực bị chặn. Có nghĩa l,
những quá trình ny có xu thế lm tăng cờng sự ngăn chặn. Hiệu ứng ny l một cơ
chế quan trọng trong đó những quá trình ngăn chặn có xu thế đợc duy trì. Mặt khác,
ta có thể hình dung rằng một xoáy thuận có cờng độ rất lớn có thể đủ mạnh để phá vỡ
sự ngăn chặn ny, điều ny rõ rng giải thích cho sự phá vỡ của hệ thống một cách
ngẫu nhiên. Tuy nhiên, những ý tởng ny không giải thích cho vị trí địa lý của quá
trình ngăn chặn. Nếu chúng hình thnh hon ton chỉ do sự tơng tác với những quá
trình tần số cao, ta có thể đoán rằng chúng nằm ở phần cuối dòng của quỹ đạo xoáy
thuận, tuy nhiên ngời ta cũng có thể thấy chúng xuất hiện ở những vị trí khác. Cũng
có thể thấy sự ngăn chặn ny di chuyển khỏi vị trí ban đầu của nó. Sự tơng tác với
những đặc điểm của bề mặt Trái Đất cũng có liên quan với sự hình thnh của các quá
trình ngăn chặn. Nó có thể tác động trực tiếp hoặc gián tiếp do những tơng tác động
lực gắn liền với các sóng dừng bị cỡng bức bởi địa hình núi hay sự tơng phản giữa
lục địa v biển.


Hình 8.16 Tơng tác giữa các xoáy tức thời tần số cao với một xoáy nghịch ngăn chặn trên khu vực tây
bắc Châu Âu: (a) các xoáy tần số cao và độ cao địa thế vị tần số thấp; (b) vectơ E (Theo Hoskin và
cộng sự, 1983)