Bài giảng Thời tiết khí hậu: Chương 10- Xoáy thuận vĩ độ trung bình

345 Phần 4 - Các nhiễu động Ch€ơng 10 xoáy thuận vĩ độ trung bình Tr‡ớc khi kết thúc năm 1999 non một tuần, mọi ng‡ời ở khắp nơi đang lúng túng với nạn Y2K máy tính, thì phần lớn châu Âu bị chấn động bởi một sự kiện tự nhiên không liên quan gì tới b‡ớc ngoặt của lịch. Trận bão lớn nhất trong 50 năm đối với châu Âu đã tấn công châu lục ny với gió mạnh tới 190 km/h. Nó lm ngừng trệ công việc của gần hai triệu gia đình, ba nh máy điện hạt nhân bị đóng cửa v nhiều hệ thống giao thông đ‡ờng không v đ‡ờng bộ của n‡ớc Pháp bị h‡ hại. Tồi tệ hơn, 97 ng‡ời từ khắp Tây Âu bị chết vì bão, phần lớn do những mảnh vỡ rơi v bay trong không khí. Khi đ‡ợc hỏi về tình hình, một trong những nhân viên thu dọn thnh phố, ông David Chézeaud, nói: “Từ khi sinh ra, tôi ch‡a bao giờ thấy thứ gì giống nh‡ thế ny. Tất cả mọi nơi ở Paris đều thế”. Trong số các n‡ớc châu Âu, Pháp bị tấn công thậm tệ nhất - cả về ph‡ơng diện thiệt hại ng‡ời v của cải. Nhiều công trình di tích nổi tiếng nhất của Paris bị h‡ hại thậm tệ, 10 000 cây cổ thụ bị đổ ở Versailles. Đức, Thụy Sĩ v Anh cũng chịu thiệt hại lớn v nhiều tử nạn. Mặc dù các nh dự báo châu Âu đã biết bão đang tới gần từ Đại Tây D‡ơng v dự báo rằng nó sẽ đạt tới lục địa, song họ không ngờ gió mạnh nh‡ vậy khi bão đổ bộ. Giống nh‡ tr‡ờng hợp với miền bờ tây của Bắc Mỹ, công tác dự báo thời tiết ở châu Âu bị khó khăn bởi sự thiếu vắng những trạm thời tiết trên phần không gian đại d‡ơng ở phía tây của lục địa - một thực tế m đôi khi còn bị xem th‡ờng bởi công chúng. Tr‡ớc khi một cuộc phê phán bắt đầu nổi lên về dự báo thiên giảm, thì một cơn bão khác, thậm chí mạnh hơn, đã ập tới ngay hai ngy sau đó, lm chết thêm 22 ng‡ời. Nh‡ vậy l một sự kiện rất hiếm hoi đã đ‡ợc nối tiếp ngay bởi một sự kiện thứ hai. Sự kết hợp những sự kiện một cách hiếm có ny đã nhắc nhở chúng ta rằng cho dù những hon thiện công nghệ của thế kỷ 21, chúng ta vẫn bị ảnh h‡ởng bởi những thói đỏng đảnh của thiên nhiên. Những hệ thống hai bão kéo theo gió mạnh cấp bão nhiệt đới, nh‡ng rất khác biệt với các trận bão nhiệt đới. Không giống nh‡ các cơn bão nhiệt đới sinh ra trên vùng đại d‡ơng nhiệt đới, các xoáy thuận vĩ độ trung bình ny khởi nguồn từ các vĩ độ trung bình hoặc vĩ độ cao v liên quan với các front thể hiện rõ, phân cách hai khối khí khác nhau. Ch‡ơng ny sẽ mô tả những xoáy thuận vĩ độ trung bình, đó l những thnh tạo rất phổ biến v quan trọng của thời tiết ngoại nhiệt đới. Lý thuyết front cực đới Trong những năm từ 1914 đến 1918, thế giới đã trải qua một trong những tai họa vĩ đại nhất của lịch sử, Thế chiến I. Sự phát minh những vũ khí mới nh‡ súng máy v hơi cay đã lm cho kẻ địch không thể chiếm lĩnh đ‡ợc những vùng đất rộng lớn gần đối ph‡ơng của mình. Tr‡ớc đây, một đội quân tấn công với súng tr‡ờng v l‡ỡi lê có thể có một cơ may no đó chiến thắng đối ph‡ơng. Tuy nhiên, để chống lại một kẻ thù cố thủ trong giao thông ho v đ‡ợc trang bị vũ khí mới nhất, thì những động tác nh‡ vậy hon ton không tránh khỏi thất bại. Nh‡ vậy, vùng chiến sự duy trì ổn định trong những thời kỳ di, bởi vì không đội quân no có thể tiến qua đ‡ợc trận tuyến, hay front. Trong khi chiến tranh đang diễn ra ở Tây Âu, Vilhelm Bjerknes đã thnh lập Viện địa vật lý Na Uy ở thnh phố Bergen. Cùng với một số đồng nghiệp,* kể cả Jacob, con trai của ông, Bjerknes đã phát triển một lý thuyết hiện đại về sự hình thnh, phát triển v tiêu tán các xoáy thuận vĩ độ trung bình. Hãy nhớ lại rằng các cơn bão ny, không phải l bão nhiệt đới m cũng không phải l bão cấp hurricane, hình thnh dọc theo một front ở các vĩ độ trung bình v vĩ độ cao. Bjerknes đã quan sát những hệ thống hình thnh dọc theo đ‡ờng biên phân cách khối khí cực với khối khí nóng hơn ở phía nam. Khi so sánh biên đ‡ờng biên ny với tuyến phân cách các đội quân đối địch ở Tây Âu, ông đã gọi mô hình của mình l lý thuyết front cực (còn gọi l mô hình xoáy thuận Na Uy). Lý thuyết ny đã đ‡ợc thử thách với thời gian khá tốt v mặc dù ngy nay chúng ta có thông tin quan trắc nhiều hơn rất nhiều so với thời Bjerknes (đặc biệt đối với đối l‡u quyển tầng trung v tầng cao), song chúng ta vẫn đang mô tả chu kỳ sống của xoáy thuận theo một cách rất giống nh‡ các nh khoa học tr‡ờng phái Bergen đã lm những thập niên tr‡ớc. Các xoáy thuận vĩ độ trung bình l những hệ thống lớn, di chuyển trên những khoảng cách khổng lồ v th‡ờng mang theo giáng thủy - v đôi khi thời tiết cực đoan - tới những khu vực rộng lớn. Kéo di một tuần hoặc hơn v bao phủ những bộ phận rộng lớn của một lục địa, các xoáy thuận th‡ờng gây nên những biến động đột ngột về gió, nhiệt độ v điều kiện bầu trời. Thật vậy, tất cả chúng ta, những ai đang sống bên ngoi vùng nhiệt đới, th‡ờng đã quen với những ảnh h‡ởng của các sự kiện phổ biến đó. Chu kỳ sống của một xoáy thuận vĩ độ trung bình Các nh khí t‡ợng ở Bergen có lợi thế lý t‡ởng đ‡ợc chứng kiến khí quyển dọc theo front cực v họ đã sử dụng những quan trắc của mình để mô tả sự hình thnh của các xoáy thuận vĩ độ trung bình, một quá trình đ‡ợc gọi l phát sinh xoáy thuận, dọc theo biên đó. Mặc dù nhiều xoáy thuận xuất sinh dọc theo front cực, chúng cũng hình thnh ở những vùng khác, đặc biệt ở phía xuôi gió của các barie núi. Tr‡ớc hết chúng ta bn luận về sự hình thnh của các xoáy thuận vĩ độ trung * Tor Bergeron, ngѭӡi phỏt hiӋn quỏ trỡnh tinh thӇ băng ÿӕi vӟi sӵ hỡnh thành giỏng thӫy (chѭѫng 7) là mӝt trong nhӳng nhà khoa hӑc thuӝc nhúm này. 347 bình tại front cực nh‡ đã đ‡ợc mô tả trong mô hình kinh điển của Bjerknes. Sau đó trong ch‡ơng ny chúng ta sẽ kết hợp với một số quan điểm gần đây hơn về quá trình phát sinh xoáy thuận. Quá trình phát sinh xoáy thuận Hình 10.1 thể hiện mô tả kinh điển về chu kỳ sống của một xoáy thuận vĩ độ trung bình điển hình. Lúc đầu, front cực phân cách các gió đông lạnh v gió tây nóng hơn (hình 10.1a). Khi quá trình phát sinh xoáy thuận bắt đầu, một “xoáy” nhỏ (hình 10.1b) phát triển ở biên phân cách. Khối khí lạnh ở phía bắc của front bắt đầu trn xuống phía nam ở tr‡ớc front lạnh v không khí đằng tr‡ớc front nóng tiến lên phía bắc. Điều ny tạo ra một vùng chuyển động xoay ng‡ợc chiều kim đồng hồ (ở Bắc bán cầu) xung quanh một hệ thống áp thấp phát triển yếu. Nói cách khác, xoáy thuận vĩ độ trung bình đã bắt đầu có hình hi. Khi tiếp tục c‡ờng hóa (hình 10.1c), khu vực áp suất thấp thậm chí hạ thấp xuống tiếp v các front nóng v lạnh biểu lộ nổi trội hơn so với front cực ban đầu. Sự hội tụ gắn liền với vùng áp suất thấp có thể dẫn tới chuyển động thăng v hình thnh mây, trong khi các đai thẳng của thảm mây dy hơn phát triển dọc các ranh giới front nh‡ đã mô tả ở ch‡ơng 9. Sự phát sinh xoáy thuận dọc theo front cực có vẻ nh‡ một thứ trừu t‡ợng đối với những ng‡ời ở các vĩ độ thấp, nh‡ng nó l giai đoạn khởi đầu trong sự phát triển của một hệ thống có thể ảnh h‡ởng tới hng triệu ng‡ời cách đó hng nghìn km trong vi ngy sau. Các nh khoa học ở Bergen đã không thể giải thích vì sao xảy ra quá trình phát sinh xoáy thuận, nh‡ng họ đã thấy rằng nó th‡ờng diễn ra ở gần các đới t‡ơng phản nhiệt (nh‡ dọc những khu vực ven bờ hoặc tại những biên phân cách giữa các hải l‡u nóng v lạnh) hoặc nơi có những thnh tạo địa hình (nh‡ các dãy núi lớn) lm gián đoạn dòng không khí bình th‡ờng. Các xoáy thuận tr~ởng th†nh Hình 10.2a diễn tả những sơ đồ mây, gió, các quá trình chuyển động thăng v sơ đồ giáng thủy gắn liền với một xoáy tr€ởng thˆnh. (Các xác suất giáng thủy biểu diễn bằng phần trăm trong hình không nên hiểu một cách quá đơn giản, chúng chủ yếu chỉ cho một bức tranh chung). Một dải mây phần lớn l các mây tích chạy dọc theo v ở phía tr‡ớc front lạnh, gây nên do sự thay thế không khi nóng bằng không khí lạnh nặng hơn. Khả năng giáng thủy dọc theo front tăng lên về phía tâm áp suất thấp, ở đây sự hội tụ quy mô lớn bổ sung cho chuyển động thăng gây nên do hai khối khí gặp nhau. Vì trữ l‡ợng ẩm cao v những điều kiện phổ biến bất ổn định điển hình ở phía tr‡ớc của một front lạnh, nên giáng thủy, d‡ới dạng m‡a, tuyết hoặc thậm chí m‡a tuyết v m‡a đá - có thể gia tăng. Nh‡ng đai phủ mây v giáng thủy th‡ờng l t‡ơng đối hẹp, cho nên giáng thủy có thể kéo di chỉ một thời gian ngắn tr‡ớc khi đới front di chuyển tiếp. Một đai mây phần lớn l các loại mây tầng rộng hơn nằm ở phía tr‡ớc của front nóng. Nh‡ chúng ta thấy với front lạnh, xác suất giáng thủy tăng lên về phía tâm áp thấp. Giáng thủy có xu thế nhẹ dọc front nóng bởi vì độ nghiêng t‡ơng đối từ từ hơn của nó dẫn tới dòng thăng yếu hơn. Nh‡ng quy mô ph‡ơng ngang lớn hơn của front nóng v chuyển động tiến về phía tr‡ớc th‡ờng l chậm hơn cho phép mây v giáng thủy kéo di hơn. Bầu trời quang đặc tr‡ng xuất hiện bên trên cung nóng giữa các front lạnh v nóng, mặc dù trong những điều kiện nhất định có thể phát triển những tuyến gió giật v những nhiễu động khác. Hình 10.1. Chu kỳ sống của một xoáy thuận vĩ độ trung bình. Front cực dừng (a) phân chia các khối khí lạnh v† nóng đối ng~ợc. Sự phát sinh xoáy thuận xuất hiện tr~ớc hết nh~ một chỗ gián đoạn của biên phân cách front thẳng (b), nh~ng khi xoáy trở nên tr~ởng th†nh các front nóng v† lạnh lan rộng ra khỏi một tâm áp thấp (c) v† (d). Sự tù đi của front xuất hiện khi tâm thấp lùi trở lại khỏi các front nóng v† lạnh (e) Sơ đồ đ‡ờng đẳng áp diễn tả sự phân bố của áp suất trong phạm vi xoáy thuận (hình 10.2b) bị đứt đoạn dọc theo hai front, nó tạo nên những vùng chuyển tiếp đột 349 ngột về h‡ớng gió dọc các biên phân cách. Các đ‡ờng đẳng áp gần nh‡ thẳng trong cung nóng nh‡ng trở nên cong trong vùng lạnh, rộng hơn. Nhìn vo front nóng, gió chuyển từ đông nam trên phía lạnh sang tây nam trong cung nóng. Cắt ngang qua front lạnh, gió chuyển từ tây nam trong cung nóng sang tây bắc ở phía lạnh. Hình 10.2. Cấu trúc điển hình của một xoáy vĩ độ trung bình tr~ởng th†nh v† các quá trình gây ra dòng thăng. Các diện tích bị tô đen thể hiện sự hiện diện của thảm mây. Các chữ số trong (a) thể hiện xác suất giáng thủy xấp xỉ. Sơ đồ các đ~ờng đẳng áp thể hiện trong (b) Mặc dù l phổ biến, song bức tranh đ‡ợc thể hiện trên hình 10.2 - với các front xuất hiện d‡ới dạng chữ “V” quay ng‡ợc v chĩa xuống phía tây nam v đông nam - không phải áp dụng đối với tất cả các xoáy thuận vĩ độ trung bình.* Giống nh‡ ng‡ời ta, một số các xoáy thuận vĩ độ trung bình trông rất giống nhau, nh‡ng định h‡ớng v vị trí của các front có thể rất khác nhau. Hình 10.3 thể hiện hai ví dụ khác với bức tranh chung. Xoáy thuận vĩ độ trung bình trong hình 10.3a có một front nóng trải di về phía đông từ tâm thấp v một front lạnh lấn xuống phía nam. Trong hình 10.3b hệ thống áp thấp bên trên vùng hồ Great Lakes có một front lạnh biểu hiện rõ lan trải xuống phía tây nam tới phía đông Texas v một front dừng mở rộng lên phía đông bắc tới miền đông Canađa. Mặc dù định h‡ớng chính xác của các front có thể thay đổi giữa các cơn bão, một nét chung rõ nét đặc tr‡ng cho các xoáy thuận vĩ độ trung bình l front nóng sẽ nằm ở phía tr‡ớc front lạnh. Sự lấn át (front tù) Hình 10.1d v 10.1e thể hiện những giai đoạn sau trong chu kỳ sống của một xoáy thuận vĩ độ trung bình, khi nó trở nên xói mòn hon ton. Mặc dù vẫn tồn tại một t‡ơng phản nhiệt độ trong front tù, nh‡ng chênh lệch nhiệt độ ở đây không lớn nh‡ ở gần các front lạnh hoặc nóng ban đầu. Về phía tây của đ‡ờng ranh giới front, không khí thổi từ phía tây bắc v rất lạnh. Không khí hơi nóng hơn tiếp cận tới front tù từ phía đông, nh‡ng không khí ny bắt nguồn ở cung lạnh của xoáy thuận. * Ӣ Nam bỏn cҫu, cỏc xoỏy thuұn vƭ ÿӝ trung bỡnh ÿiӇn hỡnh cú mӝt hỡnh dҥng tѭѫng tӵ, nhѭng chӳ “V” mӣ lờn phớa bҳc. Vұy, trong cҧ hai bỏn cҫu khụng khớ núng hѫn nҵm ӣ mҥn xớch ÿҥo cӫa bóo. Do đó, chênh lệch nhiệt độ l nhỏ hơn so với những nơi m các front chia tách không khí nhiệt đới, nóng với không khí cực, lạnh. Quá trình front tù thể hiện sự kết thúc của một chu kỳ sống của xoáy thuận. Hình 10.3. Hai ví dụ về các xoáy thuận vĩ độ trung bình. (a) v†o ng†y 24/6/1994, một hệ thống khá điển hình nằm ở phía nam vùng Great Lakes. Một front lạnh lan xuống phía tây nam tới bắcTexas v† một front nóng v~ơn về phía tây tới ven bờ Đại Tây D~ơng. (b) ng†y 17/10/1993 áp thấp khác nằm ở phía nam vùng Great Lakes với một front dừng lan rộng về phía đông bắc v† một front lạnh h~ớng về phía tây nam Những b‡ớc chuyển tiếp từ phát sinh đến tr‡ởng thnh v từ pha tr‡ởng thnh tới pha tù diễn ra dần dần, cho nên không có những điểm thời gian phân 351 định rõ rệt tồn tại khi xoáy thuận biến đổi từ một giai đoạn ny sang giai đoạn khác. Ngoi ra, sự tiến hóa của hệ thống trùng khớp với một quá trình di chuyển về phía đông phổ biến của xoáy thuận vĩ độ trung bình, mặc dù nó có thể còn có một hợp phần h‡ớng lên phía bắc hoặc hợp phần h‡ớng xuống phía nam. Sự tiến hóa v† di chuyển của các xoáy thuận Hãy xem một kịch bản giả định nh‡ng hiện thực để minh họa sự phát triển v di chuyển của xoáy thuận ảnh h‡ởng tới thời tiết nh‡ thế no. Một nhiễu động yếu trong dòng không khí có thể có ảnh h‡ởng ít nhận thấy khi quá trình phát sinh xoáy thuận bắt đầu ở ngoi khơi vùng duyên hải của n‡ớc Nhật. Nh‡ng khi hệ thống phát triển thnh tr‡ởng thnh v di chuyển sang phía đông, nó có thể mang m‡a tới các vùng ven bờ đại d‡ơng của miền tây Bắc Mỹ v tuyết tới những dãy núi ven bờ. Nếu bão nay xuất hiện vo mùa đông, gió mực trên cao có thể dẫn bão xuống phía nam tới trung tâm v phía nam California v sau đó sang phía đông tới các bang thuộc dãy núi Rocky Mountains. Khi đi qua s‡ờn khuất gió của dãy núi, xoáy thuận vĩ độ trung bình có thể c‡ờng hóa v sau đó đi chệch lên đông bắc để gây nên những điều kiện bão tuyết cho miền đông bắc n‡ớc Mỹ v miền đông nam Canađa. Khi nó di chuyển ra ngoi khơi tới phía tây Đại Tây D‡ơng, bão có thể bị tn lụi hon ton sau một hoặc hai tuần hình thnh ở phía tây Thái Bình D‡ơng. Tại một nơi cụ thể (chẳng hạn, thnh phố Kansas, Missouri), hệ thống đi qua gây nên những tác động có thể dự báo đ‡ợc. Khi một front nóng tiến tới gần, thảm mây th‡ờng hạ thấp xuống v tăng lên v rất có khả năng giáng thủy vừa sẽ xuất hiện. M‡a v tuyết dần dần nh‡ờng chỗ cho những điều kiện trời quang v ấm hơn nếu front nóng đi qua, còn gió thì chuyển từ h‡ớng nam sang h‡ớng tây nam. Sau đó những điều kiện trời quang, ấm có thể duy trì ổn định trong một ngy hoặc đại loại nh‡ vậy. Nh‡ng khi front lạnh tới gần, một dải mây dy di chuyển nhanh v giáng thủy có thể gây nên m‡a tuyết hoặc m‡a ro. Cuối cùng không khí lạnh phía sau front gây nên những điều kiện lạnh v trời quang. Thật thú vị, tr‡ớc thế kỷ 18 ng‡ời ta ch‡a biết rằng các cơn bão lại di chuyển - tr‡ớc kia ng‡ời ta nghĩ bão hình thnh v tan ở cùng một nơi. May thay, Ben Franklin đã phát hiện ra điều ny ở Philadelphia năm 1743. Franklin đã hy vọng đ‡ợc mục kích một vụ nhật thực, nh‡ng bị thất vọng vì một xoáy thuận vĩ độ trung bình đã gây nên những điều kiện trời đầy mây lm lu mờ hon ton sự kiện. Về sau, một ng‡ời bạn bảo với ông rằng ở Boston, vo lúc nhật thực trời rất quang, nh‡ng hệ thống bão (chính l bão đã lm hỏng việc quan sát của Franklin đối với sự kiện) đã ập tới sau một thời gian. Từ đấy, Franklin đã đúng rút ra kết luận rằng tại hệ thống bão m mây đã di chuyển lên phía đông bắc. Tuy nhiên, cái m ông không hiểu nổi l lm thế no m thảm mây có thể di chuyển lên phía đông bắc, trong khi gió vo thời gian nhật thực thì từ h‡ớng tây bắc. Dĩ nhiên, bây giờ chúng ta biết rằng đáp án liên quan tới xoắn ng‡ợc chiều kim đồng hồ bên trong một xoáy thuận vĩ độ trung bình. Có nghĩa l, bất chấp h‡ớng m một hệ thống đang di chuyển, gió ở những điểm khác nhau trong xoáy thuận vĩ độ trung bình thổi theo những h‡ớng khác nhau. Các quá trình trong đối l~u quyển tầng trung v† tầng cao Chu kỳ sống của các xoáy thuận vĩ độ trung bình mô tả ở trên thể hiện trình độ nhận thức tồn tại tr‡ớc những năm 1940. Sự nhảy vọt lớn tiếp theo trong nhận thức của chúng ta đã diễn ra trong thời gian Thế chiến II, khi các phi công Anh v Mỹ bay trên bầu trời châu Âu v Nhật nhận thấy gió với tốc độ tới 400 km/h. Trong giới các nh khí t‡ợng học, phát hiện ny đã kích thích một mối quan tâm về dòng chảy ở tầng đối l‡u trên v nó có thể liên quan tới những điều kiện thời tiết ở bề mặt nh‡ thế no. Nh‡ chúng ta đã thấy, Bjerknes v các đồng nghiệp của ông đã ch‡a có thông tin về những tình thế không khí tầng trên khi họ phát triển lý thuyết front cực của mình v đo đó họ không thể phân định đ‡ợc những nguyên nhân phát triển v xói mòn của xoáy thuận vĩ độ trung bình. B‡ớc tiến lớn tiếp theo trong lý thuyết về các xoáy thuận vĩ độ trung bình đã xuất hiện chủ yếu nhờ công trình của Carl Gustav Rossby (ng‡ời đầu tiên đã mô tả những gì m ngy nay chúng ta gọi l các sóng Rossby). Rossby đã giải thích bằng toán học nhiều cơ chế liên hệ giữa gió ở đối l‡u quyển tầng cao v tầng trung bình v quá trình phát sinh xoáy thuận cũng nh‡ sự duy trì của các xoáy thuận vĩ độ trung bình. Các sóng Rossby v† độ xoáy ở ch‡ơng 8 chúng ta đã mô tả những sóng Rossby lớn của quyển đối l‡u cao. Hình 10.4 diễn tả không khí quay h‡ớng sang trái v sang phải nh‡ thế no khi nó thổi qua những sóng đó. Khi di chuyển từ điểm 1 tới điểm 3, không khí xoay ng‡ợc chiều kim đồng hồ (nh‡ đã thể hiện ở hình phía d‡ới bên trái). Giữa điểm 3 v điểm 5, nó xoay theo chiều kim đồng hồ. Sự xoay của một chất lỏng (nh‡ không khí) đ‡ợc gọi l độ xoáy của nó. * Hình vẽ thể hiện độ xoáy biến đổi trong không khí chuyển động t‡ơng đối so với bề mặt. Khi nhìn từ ngoi không gian, có một hợp phần bổ sung của độ xoáy xuất hiện do Trái Đất xoay xung quanh trục của nó. Sự xoay tổng cộng của không khí, hay độ xoáy tuyệt đối của nó, do đó có hai hợp phần: độ xoáy t€ơng đối, hay độ xoáy t‡ơng đối so với bề mặt Trái Đất v độ xoáy Trái Đất, nó do Trái Đất xoay hng ngy quanh trục của mình. Độ xoáy t‡ơng đối phụ thuộc vo các chuyển động của không khí so với bề mặt Trái Đất, trong khi độ xoáy Trái Đất l một hm chỉ của vĩ độ - vĩ độ cng cao, thì độ xoáy cng lớn - v độ xoáy bằng không tại xích đạo.** Nếu dòng chảy của không khí so với bề mặt l cùng h‡ớng với h‡ớng xoay của chính Trái Đất (ng‡ợc kim đồng hồ ở Bắc bán cầu), thì độ xoáy t‡ơng đối v độ xoáy Trái Đất bổ sung cho nhau v lm tăng độ xoáy tổng cộng hay độ xoáy tuyệt đối (hình 10.5). Vì lý do ny, sự * Ӣ ÿõy chỳng ta chӍ ÿӅ cұp tӟi sӵ xoay tѭѫng ÿӕi so vӟi ÿѭӡng thҷng ÿӭng ÿӏa phѭѫng (tӭc, chӫ yӃu là ÿi vũng quanh). Ĉ͡ xoỏy cũn cú thӇ là sӵ xoay xung quanh trөc nҵm ngang. ** Ĉӝ xoỏy Trỏi Ĉҩt tӍ lӋ vӟi sin cӫa vƭ ÿӝ. Do ÿú, ÿӝ xoỏy Trỏi Ĉҩt ӣ vƭ ÿӝ 55o (sin55o = 0,819) chӍ lӟn hѫn 16% ÿӝ xoỏy ӣ vƭ ÿӝ 45o (sin45o = 0,707). Núi cỏch khỏc, trờn cỏc vƭ ÿӝ trung bỡnh nѫi cỏc súng Rossby hay xuҩt hiӋn nhҩt, ÿӝ xoỏy Trỏi Ĉҩt biӃn thiờn theo vƭ ÿӝ tѭѫng ÿӕi ớt. 353 xoay ng‡ợc kim đồng hồ ở Bắc bán cầu đ‡ợc nói rằng có độ xoáy doơng, để thích hợp với quy ‡ớc đã sử dụng đối với lực Coriolis. Không khí xoay theo kim đồng hồ có độ xoáy âm. Hình 10.4. Độ xoáy trong sóng Rossby. Khi không khí đi từ vị trí 1 tới 3, nó xoay ng~ợc kim đồng hồ. Tại sống, không khí xoay theo kim đồng hồ từ vị trí 3 đến 5. Phía d~ới hình biểu diễn các vectơ gió ứng với năm vị trí Hình 10.5. Độ xoáy Trái Đất v† độ xoáy t~ơng đối của không khí. Vì Bắc bán cầu xoay ng~ợc kim đồng hồ, nó sinh ra độ xoáy Trái Đất. Độ xoáy t~ơng đối l† sự xoay của không khí so với bề mặt, không tính tới sự xoay của h†nh tinh. Độ xoáy tuyệt đối bằng tổng của hai độ xoáy Hình 10.6 thể hiện rãnh từ hình 10.4 một cách chi tiết hơn sao cho chúng ta có thể xem xét độ xoáy của không khí. Trong cung 1, không khí thổi về phía đông nam không đổi về h‡ớng hoặc tốc độ. Vì không bị xoay, không khí có độ xoáy t‡ơng đối bằng không. Trong cung 2, không khí liên tục quẹo sang phía trái để có độ xoáy t‡ơng đối d‡ơng. Trong cung 3, không khí thổi liên tục về phía đông bắc v không có độ xoáy t‡ơng đối. Vậy, rãnh có ba khu vực khác biệt: hai với độ xoáy t‡ơng đối bằng không v một với độ xoáy t‡ơng đối d‡ơng. Hai đới chuyển tiếp phân chia những vùng độ xoáy t‡ơng đối cực đại v cực tiểu (bằng không). Trên đới chuyển tiếp A, độ xoáy tăng lên khi không khí thổi, còn trên đới chuyển tiếp B độ xoáy t‡ơng đối giảm. (Sóng Rossby đ‡ợc biểu diễn ở đây bao phủ một khoảng vĩ độ t‡ơng đối hạn chế. Kết quả l, độ xoáy Trái Đất chỉ biến thiên ít trong hình 10.6, còn những biến thiên về độ xoáy tuyệt đối t‡ơng ứng chặt chẽ với những biến thiên về độ xoáy t‡ơng đối). Bây giờ bạn có thể hỏi một cách hon ton có lý, “Rồi thì sao?”. Đáp án l: những biến thiên độ xoáy ở trong đối l‡u quyển tầng cao dẫn tới những biến thiên áp suất ở gần bề mặt. Ta sẽ xem nh‡ thế no. Nh‡ bạn đã biết trong ch‡ơng 8, mô men góc đ‡ợc bảo ton trong khi không có những ngoại lực tác động. Khi sợi dây quay của cậu cao bồi bị kéo ngắn lại, thì diện tích m sợi dây quét qua sẽ giảm lm cho dây quay nhanh hơn. Điều t‡ơng tự xảy ra khi độ xoáy hay sự xoay của một phần tử không khí thay đổi. Nghĩa l, khi diện tích ph‡ơng ngang do một phần tử không khí chiếm giảm đi trong quá trình hội tụ, độ xoáy hay sự xoay của nó phải tăng lên, nh‡ trong đới chuyển tiếp A. Giảm độ xoáy, nh‡ trong đới B, dẫn tới sự phân kỳ. Mối quan hệ rất quan trọng ny có thể đ‡ợc tóm tắt trong một ph‡ơng trình đơn giản div t = Δ Δ − ζ ζ 1 , trong đó tΔ Δ − ζ ζ 1 l biến thiên (ở đây l độ giảm) độ xoáy tuyệt đối theo thời gian, còn =div phân kỳ. Ng‡ợc lại, tăng độ xoáy tuyệt đối theo thời gian dẫn đến hội tụ. (Để đơn giản, chúng ta giới hạn việc lập luận của mình về phân kỳ v hội tụ chỉ ở sự thay đổi diện tích theo ph‡ơng ngang). Hình 10.6. Biến đổi độ xoáy trong một rãnh của sóng Rossby. Khi không khí trôi từ vị trí 1 tới 3, nó bị thay đổi ít về h~ớng v† do đó không có độ xoáy t~ơng đối. Từ vị trí 4 đến 6 nó quay ng~ợc kim đồng hồ v† do đó có độ xoáy t~ơng đối d~ơng. Không khí trôi trong một h~ớng không đổi từ vị trí 7 đến 9. Do đó rãnh có ba khu dựa theo độ xoáy đ~ợc ngăn cách bởi hai đới chuyển tiếp Sự phân kỳ ở khí quyển mực trên, bị gây nên bởi độ xoáy giảm, sẽ kéo không khí từ bề mặt đi lên trên v tạo ra một cơ chế thăng đối với cột không khí. Điều ny, về phía mình, có thể khởi động v duy trì những hệ thống áp suất thấp tại bề mặt (hình 10.7). Ng‡ợc lại, độ xoáy mực cao tăng lên sẽ dẫn tới hội tụ v sự chìm không khí, tạo ra áp suất cao tại bề mặt. Những hệ thống áp thấp sinh ra do các chuyển động đối l‡u quyển tầng trên đ‡ợc gọi l những áp thấp động lực (còn gọi l những áp thấp lõi lạnh) - khác với các áp thấp nhiệt (lõi nóng) đ‡ợc gây nên bởi sự đốt nóng địa ph‡ơng của không khí từ phía d‡ới. Các áp thấp lõi lạnh tại bề mặt điển hình tồn tại bên d‡ới những vùng độ xoáy giảm trong khí quyển tầng trên, ngay phía xuôi gió của trục rãnh thấp. Hình 10.8 thể hiện một mối quan hệ điển hình giữa phân bố của các độ cao 500 mb (đại diện của hình thế áp suất trong đối l‡u quyển tầng trung) v độ xoáy tuyệt 355 đối. Những diện tích có độ xoáy lớn nhất (đ‡ợc tô mu tím, tô nhạt) xuất hiện gần hai trục rãnh (trong tr‡ờng hợp ny bên trên phần phía bắc California v thấp hơn thung lũng Mississippi). Phía xuôi gió của những đới ny, độ xoáy giảm rất nhanh. Nh‡ vậy, khi không khí trôi khỏi các cực đại độ xoáy, sự phân kỳ ở mực cao xuất hiện, đến l‡ợt mình, nó khuyến khích áp thấp tại bề mặt. Khu vực độ xoáy tuyệt đối thấp nhất (đ‡ợc tô mu đỏ, tô đậm) xuất hiện gần trục sống cao, tập trung bên trên Dakotas. Một diện tích độ xoáy tăng, đó l một tâm áp cao tại bề mặt, tồn tại ngay phía xuôi gió của khu vực ny. (Xem chuyên mục 10-1 Những nguyên lý Vật lý: Độ xoáy vu các sóng Rossby để có thông tin chi tiết hơn về các hình thế độ xoáy). Hình 10.7. Hội tụ v† phân kỳ mực cao gần những vị trí thuận lợi trong một sóng Rossby tạo ra áp cao v† áp thấp tại bề mặt Hình 10.8. Giá trị độ xoáy tuyệt đối (biểu diễn bằng các đ~ờng liền nét) trên một bản đồ 500 mb giả định. Hãy chú ý rằng những giá trị lớn nhất xuất hiện gần trục rãnh (đơn vị đo độ xoáy 1410 −− s ) 10-1 Những nguyên lý Vật lý: Độ xoáy v các sóng Rossby Chúng ta đã thấy rằng độ xoáy gắn liền với dòng không khí có hai hợp phần, Thứ nhất, gọi l độ xoáy Trái Đất, xuất hiện do hnh tinh xoay trong 24 giờ. Một ng‡ời ngồi trong một chiếc ghế bnh tại Cực Bắc trải qua một vòng xoay đầy đủ mỗi ngy v do đó có độ xoáy Trái Đất cực đại. Giống nh‡ lực Coriolis, độ xoáy Trái Đất tăng với vĩ độ sao cho nó cực đại tại hai cực v bằng không tại xích đạo. Chúng ta định nghĩa nguồn độ xoáy thứ hai, độ xoáy toơng đối, thông qua những chuyển động của không khí t‡ơng đố