Xem mẫu
- 14
Hình 3.12.
Mặt cắt thẳng đứng theo thời gian ở San Juan, Puertorico, 11-13/1944. Đường đậm là trục rãnh tại
các m ực. (Riehl, 1954)
Sự dịch chuyển của sóng đông qua địa phương thể hiện rất rõ trên trường gió ở các
tầng, trường biến áp mặt đất và điều kiện thời tiết. Ngày 11/7 ở San juan đới gió đông chiế m
một tầng dầy từ mặt đất đến độ cao 3km, tốc độ gió đông đạt 8m/s. Trong cả 3 kỳ quan trắc
biến áp 24giờ (ΔP24) đạt giá trị từ 0 đến –0,6mb, chứng tỏ có sự giảm áp và vùng áp thấp đang
đến gần, lượng mây tổng quan nhiều nhất là 5/10 mây vũ t ích. Tình hình đó kéo dài đến 8 giờ
sáng ngày 12/7 thì trục rãnh tới địa phương, gió chuyển hướng đông nam với tốc độ giảm yếu
chỉ còn 5m/s và lan tới tận 6km. Thời điểm trục rãnh tới địa phương trùng với thời điểm biế n
áp âm đạt giá trị –1,1mb, tiếp đó là giá trị –1,4mb. Như vậy rãnh áp thấp đã đi qua địa phương
làm giảm khí áp một cách đáng kể. Khi trục rãnh đi qua địa phương áp cao cận nhiệt lại được
tăng trở lại, biến áp lại có giá trị dương tới 3,1 - 3,8mb. Đồng thời gió trên cao lại quay trở lạ i
hướng đông ở mực dưới 3km, phía trên là gió nam, tương ứng với trường áp ở phía đông rãnh
ngược. Gần trục rãnh ngược, gió hai bên có hướng hộ i tụ. Thêm vào đó ta còn thấy sự hộ i tụ
tốc độ gió xuôi theo dòng: tốc độ gió đông nam nhỏ ở gần trục rãnh, cuố i dòng khí và tốc độ
gió đông nam lớn ở đầu dòng (đạt tới 15m/s).
Sự hộ i tụ hướng và nhất là hội tụ tốc độ gió ở phần đuôi rãnh (phần phía đông) tạo dòng
thăng rất mạnh. Kết quả là hình thành khố i mây tích dày với lượng mây tổng quan 10/10 cho
mưa rào và dông. Trên hình 3.13 là mô hình sóng đông trong trường dòng mực 3,5km (đường
liền) và trường áp mặt đất (đường đứt). Ta thấy rõ dạng rãnh ngược trong đới gió đông, vớ i
trục rãnh trên cao 3,5km nằm dịch sang phía đông so với trục rãnh mặt đất.
Hình 3.13.
Mô hình sóng đông với đườ ng dòng ở m ực 3-5km (đường liền),
đường đẳng áp m ặt đất và trục rãnh trên cao và trục rãnh tại m ặt đất
(Riehl, 1948)
T rên phầ n bên trái hình 3.14 là mộ t hình thế sóng đông vớ i rãnh ngược giữa hai khu
vực áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương t ại mực 500mb. Trục rãnh ngược nằ m trên khu
vực Nam Bộ , có thể t hấ y rõ sự hộ i t ụ của đường dòng phía đông trục rãnh. Sự hộ i t ụ này
chính là nguyên nhân hình thành màn mây tích trên khu vực Nam Bộ như biểu diễn trên
ảnh mây vệ t inh (phầ n bên phả i hình 3.14). Sóng đông trong 5 ngày cho lượ ng mưa đáng
kể 200 - 300mm. Ở Bắc Biể n Đông sóng đông d ịch chuyển t ừ đông sang tây vớ i t ố c độ
khá ổ n định kho ảng 20km/h nên có thể dự báo đường đ i của sóng đông theo phương pháp
- 15
quán tính.
Hình 3.14.
Sóng đông ở Nam Bộ trên trường dòng mực
500mb (a) và hệ t hống mây vũ t ích trong khu vực
sóng đông trên ảnh mây vệ t inh ngày 17/12/2005
(b). (Lê Văn Tháo - 2003)
3.4 SÓNG XÍCH ĐẠO
Trên bản đồ trường đường dòng hợp thành tại rãnh xích đạo có sự hội tụ của tín phong
Bắc và Nam Bán Cầu. Dải hộ i tụ này do một số khu vực hộ i tụ ngắn hạn liên quan với chuỗ i
áp thấp. Các nhiễu động này biểu hiện rõ trên trường dòng với trường gió, trường áp và diễ n
biến thời tiết trong khu vực 5-10oN. Sự thay đổ i của thời tiết thường phù hợp với sự di chuyể n
của sóng theo chiều từ đông sang tây. Sóng xích đạo có cường độ cực đại ở các vĩ độ gần xích
đạo gây ảnh hưởng đối với thời tiết ở hai bên xích đạo với sự hội tụ dòng khí cơ bản.
Trên hình 3.15 là mô hình trường đường dòng (đường liền) và trường đường đẳng tốc
(đường đứt).
Theo quy luật phân bố gió ở miền gần xích đạo ta thấy trên xích đạo tốc độ dưới 2,5 m/s và
tăng tuyến tính đến 10 - 12m/s ở hai phía cách xa xích đạo. Do sự phân bố gió mạnh ở xa xích
đạo và yếu tại xích đạo nên xoáy tương đối có tính xoáy thuận, trong trạng thái ổn định, đường
dòng và đường đẳng áp song song với nhau.
A
B
C
- 16
Hình 3.15.
Đường dòng (đường li ền) và đường đẳng tốc trong trường hợp dải gió
đông gần xích đạo. λ- bước sóng (Riehl,1954)
Mặt khác, ở phía tây đỉnh sóng λ+20o (Bắc Bán Cầu) dòng khí phân kỳ, còn ở phía đông
đỉnh sóng dòng khí hộ i tụ. Trên trường tốc độ ta cũng có thể thấy ở phần phía tây đỉnh sóng
có phân kỳ tốc độ: theo hướng dòng khí tốc độ gió của dòng ở B < 5m/s, ở cuố i dòng, tốc độ
gió tại A lớn hơn 10m/s. Ngược lại ở phía đông sóng có sự hộ i tụ tốc độ: tốc độ gió đầu dòng
tại C là 10m/s lớn hơn tốc độ gió tại B nhỏ hơn 5m/s. Như vậy, ở phần tây đỉnh sóng có sự
phân kỳ đường dòng cùng với phân kỳ tốc độ tạo điều kiện thuận lợi cho dòng giáng. Còn ở
phần đông đỉnh sóng có hộ i tụ đường dòng và hộ i tụ tốc độ gió tạo điều kiện cho dòng thăng
phát triển. Hệ quả là ở phần tây đỉnh sóng thời tiết tốt và ở phần đông đỉnh sóng thời tiết xấu
với mây tích và vũ tích cho mưa rào.
Sóng xích đạo với nhiễu động áp thấp thường hình thành ở miền biển phía nam Nam Bộ
trong giới hạn vĩ độ 5 - 10oN. Các nhiễu động này phát triển trong lớp mỏ ng với độ xoáy tuyệt
đối nhỏ do ở vĩ độ quá thấp, lực Coriolis nhỏ. Cũng với lý do này nhiễu động trên dải áp thấp
gần xích đạo về mặt nguyên lý rất khó khơi sâu thành áp thấp nhiệt đới và bão. Đó cũng chính
là đặc điểm khác biệt giữa dải hộ i tụ nhiệt đới và dải áp thấp xích đạo. Bão Linda có thể d i
chuyển và tồn tại khi đi qua phía nam Cà Mau về phía vịnh Thái Lan tới khu vực có vĩ độ gần
5oN nhưng cũng nhanh chóng giảm yếu thành khu áp thấp và tan đi trên biển.
Hình 3.16.
Dải áp thấp xích đạo trên trườ ng dòng (a) và ảnh mây vệ tinh hồi 00z ngày 19/10.2005 (b)
Chúng tôi dẫn ra một ví dụ điển hình của sóng xích đạo vào nửa sau tháng 10/2005.
Trong khoảng 0 - 10oN; 100 - 160oE hình thành dải xoáy xoáy thuận trên trường dòng, xem
hình 3.16 (Bản đồ đường dòng 00z ngày 16/10/2005). Phía bắc các xoáy này là dòng khí
hướng đông bắc, phía nam là dòng khí vượt xích đạo chuyển hướng thành gió tây nam hộ i tụ
vào ba xoáy này. Hệ thống áp thấp xích đạo gây dòng thăng khá mạnh và tạo hệ thống mây
tích biểu hiện rõ trên ảnh mây vệ tinh hồ i 00z ngày 19/10/2005. Trên ảnh mây cũng biểu diễ n
các véc tơ gió nhận được từ kết quả phân tích sự dịch chuyển của mây tầng thấp. Ta thấy hệ
thống gió đông bắc ở phía bắc dải áp thấp thể hiện rõ còn gió tây nam ở phía nam phân tán
hơn.
3.5 HÌNH THẾ PHỨC HỢP GÂY M ƯA LỚN
Để minh hoạ cho các hình thế đã trình bày trong chương 3 chúng tôi dẫn ra ở đây một
hình thế phức hợp, gây đợt mưa lũ lịch sử trong hơn 100 năm qua ở Bắc Trung Bộ. Trong
vòng 6 ngày đầu tháng 11 năm 1999 thiên nhiên đã trình diễn hầu hết các hình thế điển hình
trên lãnh thổ Việt Nam: từ hoạt động của dải hộ i nhiệt đới với gió mùa tây nam ở phía nam và
tín phong đông bắc ở phía bắc, đến sự tương tác giữa dải hộ i tụ nhiệt đới và front lạnh đang di
chuyển từ phía bắc xuống, hình thế tương tác giữa tín phong với địa hình, sự tăng cường tín
- 17
phong do sóng đông ở Bắc Trung Bộ và cuối cùng là sự đổ bộ của bão từ Biển Đông.
Hậu quả của các hình thế nói trên là lượng mưa ngày ở Huế đạt tới 80-100% lượng mưa
năm và tổng lượng mưa toàn đợt có nơi ở Bắc Trung Bộ đạt tới 2288mm. Trên bản đồ (hình
3.17) là phân bố tổng lượng mưa toàn đợt.
Ta thấy lượng mưa lớn nhất (trên 2000mm) tập trung ở Bắc Trung Bộ nhưng lượng mưa
trên 150mm cũng lan ra các khu vực Bắc Bộ, Trung và Nam Trung Bộ do các hệ thống mây
front lạnh di chuyển ở phía bắc và hệ thống mây mưa do dải hộ i tụ nhiệt đới phát triển mạnh ở
phía nam khu vực mưa lớn này. Dưới đây ta hãy lần lượt xét từng hệ thống tác động gây mưa
trong đợt này.
Hình 3.17.
Bản đồ phân bố tổng lượng mưa trong toàn đợt từ 1 đến 6/11/1999
Dải hội tụ nhiệt đới. Từ ngày 01/11/1999 dải hộ i tụ nhiệt đới với hai tâm thấp nằm dọc
theo vĩ tuyến 8oN thể hiện rõ trên bản đồ mặt đất, 850mb, 700mb và thậm chí lan tới 500mb.
Theo số liệu thám không tại Thành phố Hồ Chí Minh trong suốt những ngày tồn tại của dả i
hộ i tụ nhiệt đới gió tây nam rất dày và đạt tới tốc độ 10m/s ở phía nam dải hộ i tụ. Phía bắc dả i
hộ i tụ là tín phong đông bắc và đông lan từ trên cao xuống tới mực 850mb và tại mực này vẫ n
còn giữ tốc độ 10m/s. Trên bản đồ mặt đất ngày 1/11/1999 (hình 3.18), ta thấy một sự đồng
nhất của nhiệt độ là 24oC. Nền nhiệt độ thấp như vậy là do thời tiết xấu với mây vũ t ích và
mưa rào (ảnh mây ngày 1/11/1999) (Hình 3.19) của dải hộ i tụ nhiệt đới đã gây mưa và làm
- 18
giảm nền nhiệt. Ta thấy màn mây trên khu vực áp thấp nhiệt đới và bão có chiều ngang chừng
500 - 700km, giữa chúng là màn mây hẹp với chiều ngang chừng 100 - 200km.
Hình 3.18.
Dải hội tụ và front lạnh trên bản đồ mặt đất Âu Á hồi 7 giờ ngày 01-11-1999
Front lạnh. Cũng trong thời gian này ở phần phía bắc đang xảy ra một đợt xâm nhập lạnh
với front lạnh khá rõ. Ngày 31/10/1999 front lạnh nằm ở biên giới phía bắc Việt Nam. Trong
các ngày tiếp đó front lạnh di chuyển xuống phía nam và đến ngày 03/11/1999 (Hình 3.20)
front lạnh đã nằm ở vị trí cực nam của nó trong đợt xâm nhập lạnh này. Sự di chuyển về phía
nam của front lạnh đóng vai trò như một nêm lạnh tác động đẩy khố i không khí biến tính phía
nam làm cho tất cả các hệ thống gây mưa chịu tác động xa đối với hệ thống đối lưu đúng như
Chang (1976) đã nhận xét. Các hệ thống gây mưa càng phát huy hết sức mạnh của chúng.
Không khí lạnh khi đến Bắc Trung Bộ bốc lên theo sườn đông của dãy Trường Sơn có thể tạo
nên hệ thống mây tích và vũ tích cho mưa rào, đồng thời cũng đẩy tín phong rất ẩm đang xâm
nhập rất mạnh ở phía trên front lạnh này.
- 19
Hình 3.19.
Màn mây dải hội tụ nhiệt đới với bão và áp thấp nhiệt đới ở phía Nam Việt Nam và Biển
Đông và màn mây front lạnh ở biên giới phía bắc ngày 1/11/1999
Hình 3.20.
Bản đồ m ặt đất ngày 3/11/1999 với front lạnh ti ến tới Bắc Trung Bộ,
tiến sát và t ương tác với dải hội tụ nhi ệt đới ở phía nam
Hoạt động của tín phong. Trong trường hợp này tín phong đóng hai vai trò, thứ nhất là
hộ i tụ với gió mùa tây nam trên dải hộ i tụ nhiệt đới, thứ hai là chịu tác động nâng lên của địa
hình và của không khí lạnh trong khu vực Bắc Trung Bộ. Ngoài ra, ở đây còn có một hiệu ứng
- 20
khác, đó là hiệu ứng hộ i tụ tốc độ trong dòng tín phong như đã nói trong mục 3.1.3. Tín
phong trong trường hợp này có tốc độ rất lớn, tốc độ này càng lớn hơn khi ở phía nam xuất
hiện một sóng đông làm tăng gradient khí áp ở phía nam của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình
Dương. Sự hội tụ xuôi dòng của tốc độ đã gây nên sự hộ i tụ tốc độ gió trong bản thân dòng tín
phong. Sự hộ i tụ này không biểu hiện rõ trên trường áp. Đây là trường hợp tín phong mạnh và
rất dày do đó sự hộ i tụ trong dòng khí có ý nghĩa rất lớn đố i với sự hình thành mây vũ t ích
cho mưa. Thêm vào, trong những ngày cuố i đợt một áp thấp nhiệt đới đã xuất hiện ở Biể n
Đông và di chuyển về phía bắc của dải hộ i tụ nhiệt đới cũng góp phần tăng lượng mưa đáng
kể.
Sự tương tác phối hợp trong một thời gian rất ngắn đã đưa đến trận lũ lịch sử gây nhiều
thiệt hại về người và của ở khu vực Bắc Trung Bộ.
Những trận mưa lớn ở Bắc Trung Bộ có thể chỉ do một trận bão. Tuy nhiên, mưa kéo
dài và đạt đến cường độ lớn cũng xảy ra thường xuyên ở khu vực này chỉ do tương tác của
front lạnh với bão cùng di chuyển tới khu vực hay sự tương tác giữa tín phong và dãy
Trường Sơn. Nhưng lượng mưa toàn đợt lớn trên 2000mm là do sự phố i hợp của nă m hình
thế như trình bày ở trên là trường hợp hi hữu, một lần trong 100 năm.
Trong 3 mục cuố i chương này chúng tôi sẽ đề cập tới các nhiễu độ ng tần suất thấp theo
chu kỳ dài năm như dao độ ng tựa 2 năm, dao độ ng 40 - 50 ngày và dao động nam ENSO.
Các nhiễu độ ng này có thể gián tiếp hay trực tiếp liên quan tới sự biến đổ i của thời tiết, nhất
là hiện tượng dao độ ng nam ENSO, chúng hỗ trợ và định hướng cho các dự báo hạn vừa và
hạn ngắn.
3.6 DAO ĐỘNG TỰA 2 NĂM
Vào đầu những năm 60 những nghiên cứu khí tượng đã phát hiện sự đổ i hướng thịnh
thành từ năm này qua năm khác của gió tầng bình lưu trên khu vực xích đạo. Trong năm này
gió trong tầng bình lưu xích đạo có hướng đông với tốc độ lớn, còn trong năm sau gió tây
mạnh lại thịnh hành. Sự dao động của hướng gió thịnh hành ở tầng bình lưu giữa gió đông và
gió tây được gọi là “dao động tựa hai năm”. Từ "tựa" được dùng chỉ thời gian giữa hai cực trị
của gió đông và gió tây thịnh hành không phải là 24 tháng mà là 27 tháng.
Trên hình 3.21 là biến trình gió vĩ hướng, gió tây (đại lượng dương), gió đông (đại lượng
âm). Ta có thể thấy rằng gió mực 30mb chuyển sang hướng đông hoặc hướng tây trước gió
mực thấp hơn (mực 50mb). Điều đó cho thấy rằng gió đã lan truyền từ trên xuống phía dướ i
trong khí quyển.
Hình 3.21.
Dị thường gió vĩ hướng đã làm trơn đối với gió miền xích đạo tại m ực 30mb và 50mb. Đại
lượng dươ ng là gió tây, đại lượng âm là gió đông. Gió ở m ực cao hơn (30mb) chuyển
- 21
sang hướ ng đông hoặc hướng tây trước gió m ực thấp hơn (50mb). Điều đó cho thấy
rằng gió đã lan truyền từ trên xuống phía dưới trong khí quyển. (Climate Diagnostics
Bulletin, CPC (1996))
Gió đông có cường độ lớn hơn rất nhiều so với gió tây; thời gian chuyển từ gió đông cực
đại sang gió tây cực đại ngắn hơn nhiều so với trường hợp chuyển ngược lai tây sang đông.
Chênh lệch giữa tốc độ gió cực đại và cực tiểu trong dao động tựa hai năm nằm trong khoảng
40-50m/s, chu kỳ trung bình là trên 2 năm, đó là chu kỳ khá lớn của cả biên độ và hướng
trong dao động tựa hai năm. Một đặc tính nữa của dao động tựa hai năm là gió đông và gió
tây lan truyền xuống phía dưới qua khí quyển theo thời gian. Tốc độ lan truyền trung bình của
phía dưới khoảng 1km/tháng nhưng trong hai hướng gió thì gió tây lan truyền xuống phía
dưới nhanh hơn so với gió đông.
Hình 3.22.
Mô hình nhi ễu động không gian-thời gian phù hợp với dao động
nhi ệt đới 40-50 ngày. Phần A mô tả thời gian khi áp thấp nhất tại
đảo Can Tôn, phần E tươ ng tự như phần A nhưng đối với khí áp
cao nhất. Mây cumulus bi ểu di ễn khu vực có cường độ đối lưu
tăng cườ ng. Ta thấy có sự lan truyền từ phía tây sang phía đông
của những nhi ễu động và các vòng hoàn lưu t ương ứng
Đối với phần lớn các mực, sự chuyển hướng từ gió tây sang gió đông được làm trơn theo
thời gian. Tuy nhiên, đối với lớp giữa mực 30 và mực 50mb gió tây có thể ổn định trong một
vài tháng. Sự chuyển hướng sang gió đông thường bị trễ. Khi trên mực 50mb biên độ của dao
động tựa hai năm không biến đổ i mạnh thì ở phía dưới mực này sự giảm biên độ diễn ra rất
nhanh. Biến động cực đại giữa sự thịnh hành gió đông và gió tây tại mực 20mb và tốc độ của
cả hai gió đông và gió tây giảm theo chiều cao. Đặc tính phụ thuộc vào chiều cao tiếp theo là
tại các mực thấp thời gian tồn tại của gió vĩ hướng gió tây kéo dài hơn gió đông, trong khi tại
các mực cao quan hệ ngược lại.
Đối với một số khu vực miền vĩ độ thấp, các biến khí hậu như lượng mưa và nhiệt độ có
sự biến động theo thời gian phù hợp với sự biến động của dao động tựa hai năm (Ogallo,
1979). Chính vì vậy các nhà khí hậu đã quan tâm đến hiện tượng dao động tựa hai năm, và sự
liên quan của nó với các dao động quy mô lớn khác, chẳng hạn như với dao động nam và dao
động nhiệt đới 40-50 ngày và sử dụng mố i quan hệ này trong dự báo khí hậu hạn dài (Jury,
McQueen, 1994). Ngoài những nghiên cứu nói trên vai trò của dao động tựa hai năm trong
khí hậu nhiệt đới còn chưa hoàn toàn được hiểu rõ. Cần phải có cơ sở để giải thích sự duy trì
của nó, đặc biệt là việc đánh giá vai trò của dao động tựa hai năm trong sự biến đổi của các
thành phần khác của hoàn lưu nhiệt đới, chẳng hạn như dao động nam (Gray, Schaeffer và
Knaff 1992), gió mùa và tần suất của xoáy thuận nhiệt đới (Gray và Knaff 1991).
- 22
3.7 DAO ĐỘNG NHIỆT ĐỚI 40-50 NGÀY
Dao động nhiệt đới 40-50 ngày hay còn gọi là dao động Madden và Julian (MJO) (1971)
là sự biến đổi tần số thấp trong cường độ của gió ở khí quyển tầng cao và sự biến đổi của
nhiệt độ tại các mực khác nhau phố i hợp với sự biến đổi của khí áp mặt đất. Chu kỳ của
những sự biến động này dài nhất vào khoảng 41-53 ngày và có tần số lớn nhất vào khoảng
gần 45 ngày.
Dao động 40-50 ngày là cơ sở giải thích một số biến động tần suất thấp của hoàn lưu
nhiệt đới và sự biến động khí hậu. Trong số các đặc trưng này thì sự di động từ phía tây sang
phía đông của dao động 40-50 ngày có ý nghĩa lớn nhất. Sự di động này thể hiện dưới dạng
sóng khí quyển, phần lớn có sự phù hợp với sự di chuyển của các ổ đối lưu lớn. Các ổ này di
chuyển với tốc độ từ 10-30 m/s từ Ấn Độ Dương sang phía tây Thái Bình Dương và ngang
qua Thái Bình Dương tới Nam Mỹ. Những hiệu ứng bề mặt của sự dịch chuyển của các ổ đối
lưu sang phía đông có thể thấy rõ ở một số khu vực miền xích đạo phù hợp với biến đổi nhiệt
độ và khí áp mặt đất với chu kỳ 40-50 ngày (Hình 3.22). Ngoài những đặc trưng không gian
nói trên, dao động 40-50 ngày cũng có những đặc trưng biến đổ i theo thời gian đáng lưu ý.
Chẳng hạn, sự biến động giữa các mùa và trong năm thể hiện trong bản chất của dao động
này. Sự biến động trong mùa, bao gồm cả các dao động 10-20 ngày, 30-50 ngày và một tuần
(Ding 1994) là quan trọng nhất vì dao động này có những tác động lớn đố i với các giai đoạn
tích cực và thụ động (giai đoạn ngừng) của gió mùa
Dao động này có sự biến đổ i về cường độ: mạnh nhất từ tháng 12 đến tháng 2 và yếu nhất
từ tháng 6 đến tháng 8. Dao động này yếu nhất ở miền Tây Thái Bình Dương và mạnh nhất ở
Ấn Độ Dương. Những biến động mùa là đáng kể và gây nên sự dịch chuyển theo mùa của
trung tâm đố i lưu tích cực, phù hợp với sự dịch chuyển của dải hộ i tụ nhiệt đới (ITCZ)
(Madden và Julian 1994).
3.8 EL NINO DAO ĐỘNG NAM (ENSO) VÀ HOÀN LƯU WALKER
EL Nino-Dao động nam (ENSO: El Nino Soithern Oscillation) là dị thường quy mô lớn
của hệ thống đại dương - khí quyển với nhiễu động lớn trong dòng biển và nhiệt độ mặt nước
biển gây nên điều kiện dị thường khí quyển và môi trường trong khu vực xích đạo, trước hết
là ở Thái Bình Dương.
Bình thường, khu vực xích đạo miền Đông Thái Bình Duơng lạnh hon so với vị trí xích
đạo của nó (Hình 3.23), chủ yếu là do tín phong Đông Bắc Bắc Bán Cầu và tín phong Đông
Nam Nam Bán Cầu đưa nước biển lạnh từ hai cực tới miền Đông Thái Bình Dương tới sát
miền duyên hải Nam Mỹ, trong đó có Chilê và Pêru.
- 23
Hình 3.23.
Những thích ứng cơ bản của Thái Bình Dương và khí quyển đối với hi ện
tượng El Nino (Trenbert, 1991)
Trong thời gian tín phong yếu, mặt biển miền Trung và Đông Thái Bình Dương nóng lên
dị thường. Ở duyên hải Nam Mỹ mây nhiều, mưa lớn, nghề cá giảm sản lượng đánh bắt.
Trong khi đó ở châu Úc hạn hán nặng nề. Đó là hiện tượng EL Nino, pha ENSO nóng. Trên
quy mô toàn cầu trong thời gian này ở miền Đông Thái Bình Dương mặt biển nóng (Hình
3.24) nước trồi đại dương yếu, hình thành áp thấp dị thường, dòng thăng phát triển tạo điều
kiện hình thành hệ thống mây tích, gây ra những trận mưa lớn. Trong khi đó ở miền Trung và
Tây Thái Bình Dương mặt nước biển lạnh, hình thành áp cao dị thường với dòng giáng hạn
chế sự phát triển của đố i lưu và mây mưa. Hiện tượng El Nino cũng ảnh hưởng đến quỹ đạo
bão: do dòng xiết cận nhiệt mạnh nên quỹ đạo bão có xu hướng lệch về phía hai cực
Hình 3.24.
Những thích ứng cơ bản của Thái Bình Dương và khí quyển đối với hiện tường
- 24
La Nina (Trenbert, 1991)
Trong thời gian tín phong mạnh, dòng nước lạnh mạnh chẩy từ cực về hai phía xích đạo
làm cho miền Đông Thái Bình Dương lạnh dị thường. Xẩy ra hiện tượng ngược lại so với hiệ n
tượng EL Nino, đó là hiện tượng La Nina hay còn gọi là pha lạnh của ENSO. Hiện tượng này
gây nên hạn nặng ở Nam Mỹ, mưa lớn, thậm chí lụt lớn ở miền đông châu Úc.
Trên quy mô toàn cầu do tín phong mạnh dòng nước lạnh từ miền cực về phía xích đạo
mạnh, mặt biển miền Đông Thái Bình Dương lạnh dị thường, nước trồi mạnh, hình thành áp
cao dị thường cản trở dòng thăng đố i lưu, hạn chế sự hình thành mây tích, thịnh hành mây
dạng tầng, ít mưa. Ở miền Tây Thái Bình Dương xẩy ra hiện tượng ngược lại: nhiệt độ mặt
nước biển cao, hình thành áp thấp dị thường mây và mưa đố i lưu tăng cường. Bão có xu thế di
chuyển vĩ hướng do dòng xiết cận nhiệt yếu hơn bình thường.
Ngoài hiện tượng nước trồi, trên biển còn có sự thay đổ i của lớp tà nhiệt và dòng biển
trong khu vực xích đạo. Bình thường tín phong đưa nước từ bờ đông đại dương sang bờ tây
đại dương làm cho mực nước ở bờ đông dâng lên cao hơn bờ tây 40cm. Trong thời kỳ E l Nino
cùng với hiện tượng nước chìm là sự giảm chênh lệch mực biển ở hai miền Đông Tây Thái
Bình Dương (từ 40cm chỉ còn 20cm), dòng biển chẩy về phía đông Thái Bình Dương. Trong
thời kỳ La Nina cùng với hiện tượng nước trồi đem nước lạnh và chất dinh dưỡng từ dưới sâu
lên mặt biển là dòng chẩy hướng về phía xích đạo mạnh làm mực nước biển ở miền Tây Thái
Bình Dương dâng lên hơn mực bình thường 10cm.
Hiện tượng ENSO liên quan chặt chẽ với hoàn lưu khí quyển theo chiều đông tây ở miền
xích đạo. Hoàn lưu này được J. Walker phát hiện năm 1924 nên còn gọi là hoàn lưu Walker
trên hình 3.25 mô tả các vòng hoàn lưu Walker tại các vùng khác nhau ở miền xích đạo.
Dấu hiệu ENSO thể hiện ở sự dị thường của phân bố nhiệt độ mặt biển và sự dao động
khí áp theo chiều đông tây được gọ i là dao động nam, để phân biệt với dao động khí áp ở
Đông Bắc Đại Tây Dương và Bắc Thái Bình Dương. Chính vì vậy người ta thường lấy hai
thông số này làm chỉ t iêu định lượng trong nghiên cứu hiện tượng ENSO. Dao động khí áp
này gọ i là dao động nam để phân biệt với dao động khí áp khác như dao động ở Bắc Đại Tây
Dương và Bắc Thái Bình Dương. Trong dao động nam sự biến đổ i dung lượng nhiệt của biể n
được vận chuyển vào không khí dưới dạng biến đổi của khí áp. Kết quả là xảy ra sự biến đổ i
trong phân bố của khí áp ngang qua Thái Bình Dương theo chiều đông tây.
Hình 3.25.
Hoàn lưu vĩ hướng miền xích đạo thuộc Thái Bình Dương, Nam Mỹ, Đại Tây Dương, châu
Phi, Ấn Độ Dươ ng và châu Úc
Sự biến đổi cường độ của hệ thống hoàn lưu Walker được định lượng hoá bằng chỉ số dao
động nam (SOI: Southern Oscillation Index). Chỉ số SOI được tính theo công thức Troup
(1965)
- 25
ΔPT − D − ΔPT − D
SOI = 10x
σ( ΔPT − D )
ở đây ΔPT − D - hiệu khí áp mực biển trung bình tháng của hai trạm Tahiti và Darwin,
Δ PT − D - giá trị trung bình nhiều năm của ΔPT − D ; σ( ΔPT − D ) - độ lệch chuẩn của ΔPT − D
của tháng tính SOI
Người ta đã tính SOI cho các năm từ 1876 đến 2000 và từ tháng 1 đến tháng 10 hàng năm
(Hình 3.26). Đại lượng SOI âm chỉ khí áp bờ đông Thái Bình Dương nhỏ hơn chuẩn trong
hiện tượng El Nino (Hình thành áp thấp dị thường). Đại lượng SOI lớn biểu thị điều kiện La
Nina (Hình thành áp cao dị thường). Diễn biến SOI trong các năm từ 1977 đến 1996 cho thấy
chu kỳ ENSO là khoảng 4 đến 7 năm, mỗi hiện tượng có thể kéo dài từ 1 đến 2 năm.
Hiện tượng El Nino xảy ra trung bình trong khoảng thời gian 60 ngày đủ để có thể cắt
ngang qua Thái Bình Dương và làm tăng nhiệt độ mặt nước biển và mây ở miền Đông Thái
Bình Dương. Chuỗ i số liệu chẩn đoán các thông số khí quyển của Thái Bình Dương và các
thông số đại dương như tốc độ gió, bức xạ sóng dài mất đi vào không gian vũ trụ (ORL) và
nhiệt độ mặt nước biển (SST) được biểu diễn trên hình 3.27. Trên hình này ta thấy biểu hiệ n
rõ sự khác biệt và xu thế so với giá trị trung bình nhiều năm của các thông số này trong những
năm ENSO. Những sự khác biệt và xu thế này có thể được dùng làm cơ sở để phát triển các
mô hình dự báo khí hậu hạn dài đố i với miền nhiệt đới. Một trong những điều kỳ lạ của
ENSO là có những dấu hiệu bất ổn định hệ thống đại dương - khí quyển ở miền Thái Bình
Dương dẫn tới sự khởi đầu ENSO. Mặc dù không thể có một cơ chế riêng biệt nào được phát
hiện và được coi là cơ chế khởi đầu cho ENSO. Cơ chế khởi đầu có thể là một trong các biế n
dạng như sự yếu đi sóng Rossby trong đại dương có thể khởi tạo những hiện tượng ban đầu
của ENSO.
Hình 3.26.
Diễn biến của chỉ số dao động nam. Giá trị âm khi áp suất tại trạm Tahiti nhỏ hơn áp suất trạm
Darwin trùng hợp với thời gian xảy ra các hiện tượng ENSO (Climate Diagnostics Bullentin,
CPC(1996)
Mặc dù bản chất đích thực của cơ chế khởi đầu ENSO còn chưa rõ. Trong khi toàn bộ đặc
điểm của các hiện tượng ENSO về sự phát triển, thời gian khởi đầu, độ kéo dài và cường độ
cũng như những ảnh hưởng khí hậu của ENSO đã sáng tỏ. Ảnh hưởng đó thể hiện dưới dạng
các hình thế chuẩn sai mưa và nhiệt độ ổn định trong mỗ i đợt ENSO.
Hiện tượng ENSO năm 1983 là một ví dụ. Tổng lượng mưa lớn hơn trung bình ở Bắc
Bán Cầu vào các tháng có ENSO dọc theo bờ tây của miền nhiệt đới Nam Mỹ, Miền Nam
Brazin và miền Trung Argentina cũng như ở các vĩ độ cận nhiệt của Bắc Mỹ. Những điều
kiện chuẩn sai ẩm dương này dẫn tới lũ lụt tăng cường, sói mòn và lở đất, tất cả các hiệ n
- 26
tượng này có tác hại lớn đố i với sản xuất nông nghiệp, hệ thống giao thông và đố i với cuộc
sống con người.
Hiện tượng ENSO không những chỉ gây ảnh hưởng đến sự biến đổi thời tiết ở miền xích
đạo Thái Bình Dương, những dấu hiệu của hiện tượng này còn thấy ở Ấn Độ, châu Phi, châu
Nam Cực và Bắc Mỹ.
Hình 3.27.
Chuỗi thời gian đã được làm trơn của các biến khí quyển - đại duơng dự báo đối với miền xích đạo
Thái Bình Dương, (a) Khí áp Darwin và Tahiti (b) Độ lệch chuẩn, Tốc độ gió trung bình vĩ huớng
trên vùng 5oN-5oS, 175oW- 140oW (c) Bức xạ sóng dài mất đi tính trung bình cho khu vực (d) Nhiệt
o o o o
độ trung bình mặt biển tính trung bình cho khu vực 0 S-10 S, 90 W- 80 W. Chuẩn sai tương ứng
với thời kỳ 1951-1980 đối với (a), 1979-1995 đối với (b), (c), (d)
Kết quả nghiên cứu gần đây cho thấy sự khởi đầu của của hiện tượng ENSO có thể do ba
nguyên nhân: chu trình khí hậu hay dao động đại dương-khí quyển, động đất dưới nước ở
miền Đông Thái Bình Dương và dao động của hoạt động Mặt Trời. Trong ba nguyên nhân kể
trên thì hai nguyên nhân sau ít liên quan với hiện tượng ENSO, nguyên nhân chủ yếu vẫn là
sự dao động phức tạp trong động lực của hệ thống đại dương-khí quyển.
Trenberth nghiên cứu mố i liên quan giữa sự phát xạ CO2 với hiện tượng ENSO cho thấy
trong 20 năm gần đây khi lượng khí CO2 tăng lên, khí quyển và đại dương nóng lên, hiện
tượng El Nino xuất hiện với tần suất cao hơn và kéo dài hơn so với hiện tượng La Nina
Theo Tổ chức Khí tượng thế giới (WMO) kể từ năm 1970 có ba thập kỷ mỗ i thập kỷ xẩy
ra 5 lần El Nino: 1972-1973, 1982-1983, 1986-1988, 1991-1995 và 1997-1998. Trong đó El
Nino 1997-1998 có cường độ lớn nhất và El Nino 1991-1995 kéo dài nhất thế kỷ 20. Trong 7
thập kỷ trước đó cũng chỉ xẩy ra 5 hiện tượng El Nino vào các năm: 1899-1900, 1904-1905,
1913-1915, 1925-1926 và 1940-1941.
nguon tai.lieu . vn
