KHÍ TƯỢNG SYNÔP NHIỆT ĐỚI pdf

Lượng hơi nước này được nâng lên trong khu vực rãnh xích đạo và cũng là nhánh phía nam của hoàn lưu Hadley sau đó ngưng kết tạo nên các hệ thống mây tích tạo hiển nhiệt và thế năng rồi đ

TRẦN CÔNG MINH

NHÀ XUẤT BẢN ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI

PHẦN II HỌC THUYẾT VỀ THỜI TIẾT MIỀN NHIỆT ĐỚI

Sau chiến tranh thế giới thứ hai, cùng với sự hình thành và phát triển của khí tượng hiện đại và sau này khi nguồn số liệu ngày càng phong phú thì càng

có nhiều bằng chứng về sự biến đổi phức tạp của các quá trình khí quyển nhiệt đới Thái Bình Dương đầy bão tố với tần suất bão gấp đôi các vùng khác trên thực tế không bình yên như tên gọi của nó Nhiều quá trình tương tác giữa hoàn lưu ôn đới và hoàn lưu nhiệt đới như tương tác giữa front lạnh của chuỗi xoáy miền ôn đới và dải hội tụ nhiệt đới đem lại hậu quả lũ lụt nghiêm trọng với lượng mưa trên 1000mm/ngày (gấp đôi lượng mưa năm của miền ôn đới) đã thay đổi cách nhìn của các nhà khí tượng miền ôn đới và thu hút sự quan tâm, thúc đẩy các công trình nghiên cứu phối hợp đối với miền nhiệt đới và trên quy

mô toàn cầu Trong phần II của chương trình khí tượng synôp này sẽ trình bày những cơ chế và đặc điểm chủ yếu của hoàn lưu nhiệt đới, các thành phần cơ bản của hoàn lưu nhiệt đới như gió mùa, tín phong, dải hội tụ nhiệt đới, bão, dông và các phương pháp dự báo bão, dông, những hiện tượng thời tiết đặc biệt

ở miền nhiệt đới, những kiến thức cần cho sinh viên ngành khí tượng

After the Second World War, with the progress of the Modern Meteorology and the abundant of the meteorological data, there are a lot of evidences about the complex variability of the atmospheric processes in the Tropics Pacific Ocean with the double frequency of Typhoons in comparing with other oceans is not calm as its name Many interactive processes between middle latitude and tropical circulations such as interaction between cold front of cyclone families and ITCZ causing flash- flood with rainfall amount more than 1000 mm/day (equal double annual rainfall amount in the middle latitudes), which changed the mind of the Meteorologists and attracted the interesting and improved cooperative studying in the tropical and global regions In the second part of the book on Synoptic Meteorology, we present the main mechanisms and features of the tropical circulation: monsoon, trade wind, intertropical convergence zone, tropical cyclones, eastward waves, thunderstorms, forecasting methods on tropical cyclones and thunderstorms, the particular phenomena in the Tropics, which are necessary for students specializing on

Meteorology

MỤC LỤC CHƯƠNG 1 NHỮNG ĐỘNG LỰC VÀ NGUỒN NĂNG LƯỢNG CƠ BẢN CỦA

HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI 7

1.1 RANH GIỚI MIỀN NHIỆT ĐỚI 7

1.2 CÂN BẰNG NĂNG LƯỢNG NHIỆT CỦA MẶT ĐẤT

VÀ KHÍ QUYỂN 7

1.3 NHỮNG NHÂN TỐ VẬT LÝ CƠ BẢN 11

1.3.2 Nhiệt độ mặt biển 12

1.3.3 Tương tác với hoàn lưu ôn đới 13

1.3.4 Các hiện tượng quy mô vừa và nhỏ 14

1.4 BẢO TOÀN MÔMEN QUAY VÀ SỰ TỒN TẠI ĐỚI GIÓ ĐÔNG NHIỆT ĐỚI VÀ ĐỚI GIÓ TÂY ÔN ĐỚI 14

1.5 NHỮNG ĐẶC ĐIỂM CƠ BẢN CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI 16

1.5.1 Phân bố theo vĩ độ của tốc độ gió, khí áp và tính phân kỳ, hội tụ 16

1.5.2 Chuyển động thẳng đứng và dải mưa 17

1.5.3 Sự biến đổi theo mùa của hoàn lưu nhiệt đới và sự bất đối xứng của hai bán cầu 18

1.6 TRƯỜNG ÁP, TRƯỜNG GIÓ MIỀN NHIỆT ĐỚI 19

1.6.1 Mô hình cơ bản của trường dòng và trường áp 20

1.6.2 Trường gió, trường áp gần mặt đất 21

1.6.3 Bản đồ đường dòng phần dưới và phần trên tầng đối lưu trong hai mùa đối lập 25

1.7 CHUYỂN ĐỘNG THẲNG ĐỨNG 30

1.8 DÒNG XIẾT MIỀN CẬN NHIỆT VÀ NHIỆT ĐỚI 32

1.8.1 Dòng xiết cận nhiệt 32

1.8.2 Dòng xiết gió đông nhiệt đới mùa hè 34

1.9 GIÓ TẦNG BÌNH LƯU NHIỆT ĐỚI 35

1.10 ÁP CAO CẬN NHIỆT TÂY THÁI BÌNH DƯƠNG VÀ ÁP CAO TIBET 36

1.10.1 Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương 37

1.10.2 Áp cao Tibet 39

CHƯƠNG 2 HOÀN LƯU GIÓ MÙA Ở KHU VỰC ĐÔNG NAM Á 41

2.1 KHÁI NIỆM CHUNG 41

2.2 CÁC TRUNG TÂM TÁC ĐỘNG VÀ CÁC ĐỚI GIÓ MÙA Ở ĐÔNG Á VÀ ĐÔNG NAM Á 43

2.3 CÁC NHÂN TỐ CƠ BẢN TRONG HOÀN LƯU GIÓ MÙA MÙA ĐÔNG 45 2.4 XÂM NHẬP LẠNH VÀ HỆ THỐNG THỜI TIẾT 50

2.5 SỰ GIÁN ĐOẠN CỦA GIÓ MÙA MÙA ĐÔNG 59

2.6 CÁC CẤU TRÚC CƠ BẢN CỦA GIÓ MÙA MÙA HÈ 61

2.7 THỜI KỲ GIÓ MÙA TÍCH CỰC VÀ THỜI KỲ GIÓ MÙA THỤ ĐỘNG 63

2.8 SỰ BẮT ĐẦU VÀ KẾT THÚC CỦA GIÓ MÙA MÙA HÈ 69

2.9 ĐẶC ĐIỂM TẦNG KẾT NHIỆT, MÂY VÀ MƯA TRONG MÙA GIÓ MÙA MÙA HÈ 71

CHƯƠNG 3 TÍN PHONG, DẢI HỘI TỤ NHIỆT ĐỚI, SÓNG ĐÔNG VÀ

SÓNG XÍCH ĐẠO 73

3.1 TÍN PHONG 73

3.1.1 Đặc điểm cơ bản 73

3.1.2 Độ ẩm và nghịch nhiệt tín phong 73

3.2 DẢI HỘI TỤ NHIỆT ĐỚI 77

3.2.1 Định nghĩa, cấu trúc 77

3.2.2 Cơ chế hình thành 82

3.2.3 Sự dịch chuyển của dải hội tụ nhiệt đới 84

3.3 SÓNG ĐÔNG 85

3.4 SÓNG XÍCH ĐẠO 88

CHƯƠNG 4 HOẠT ĐỘNG CỦA ÁP THẤP NHIỆT ĐỚI VÀ BÃO Ở BIỂN ĐÔNG VÀ TÂY THÁI BÌNH DƯƠNG DỰ BÁO BÃO VÀ ÁP THẤP NHIỆT ĐỚI 92

4.1 ĐỊNH NGHĨA VÀ PHÂN LOẠI 92

4.2.TẦN SUẤT BÃO Ở MIỀN TÂY BẮC THÁI BÌNH DƯƠNG VÀ BIỂN ĐÔNG 93

4.3 ĐẶC TRƯNG CƠ BẢN CỦA BÃO 96

4.3.1 Trường áp 96

4.3.2 Trường chuyển động 97

4.3.3 Trường nhiệt 100

4.3.4 Hệ thống mây 102

4.4 CÁC GIAI ĐOẠN PHÁT TRIỂN CỦA BÃO 104

4.5 SỰ HÌNH THÀNH BÃO 107

4.5.1 Các điều kiện hình thành bão 107

4.5.2 Hình thế synôp và sự hình thành bão 110

4.5.3 Theo dõi sự hình thành bão 115

4.6 SỰ DI CHUYỂN CỦA BÃO 116

4.7 THEO DÕI VÀ DỰ ĐOÁN SỰ HÌNH THÀNH BÃO 122

4.8 SỰ TAN RÃ CỦA BÃO 125

4.9 DỰ BÁO SỰ DI CHUYỂN CỦA BÃO 128

4.9.1 Xác định tâm bão 128

4.9.2 Dự báo quỹ đạo bão 138

CHƯƠNG 5 MÂY TÍCH VÀ CÁC HỆ THỐNG THỜI TIẾT QUY MÔ VỪA: DÔNG, LỐC, MƯA ĐÁ, VÒI RỒNG 144

5.1 KHÁI NIỆM CƠ BẢN VỀ MÂY TÍCH VÀ DÔNG 144

5.1.1 Định nghĩa và cấu trúc mây dông mạnh 144

5.1.2 Phân loại dông 144

5.1.3 Tổ chức ổ dông 145

5.2 CÁC DẠNG DÒNG THĂNG ĐỐI LƯU 147

5.2.1 Dòng thăng do bụm khí riêng lẻ 148

5.2.2 Sự mở rộng của bụm khí trong dòng thăng khi lên cao 148

5.2.3 Dòng thăng liên tục 149

5.3 CÁC GIAI ĐOẠN PHÁT TRIỂN CỦA Ổ DÔNG THƯỜNG 149

5.4 DÔNG FRONT LẠNH - DÔNG ĐƠN,DÔNG ĐA Ổ KHÔNG MẠNH 151

5.5 DÔNG SIÊU Ổ 152

5.6 CÁC LOẠI Ổ TRONG DÔNG MẠNH 155

5.6.1 Dông siêu ổ (super cell) 155

5.6.2 Dông đường tố 158

5.6.3 Các giai đoạn phát triển của siêu ổ dông 162

5.6.4 Các biến dạng của siêu ổ dông 162

5.7 MƯA ĐÁ 163

5.7.1 Sự lớn lên của hạt đá 163

5.7.2 Dòng thăng mạnh, điều kiện cho sự hình thành mưa đá 163

5.8 LỐC VÀ VÒI RỒNG 166

5.8.1 Lốc siêu ổ dông 167

5.8.2 Lốc không do siêu ổ 167

5 8.3 Lốc không có siêu ổ 168

5.8.4 Đặc trưng của lốc 168

5.8.5 Cấu trúc và các giai đoạn phát triển của vòi rồng 169

5.9 NHỮNG ĐIỀU KIỆN CẦN CHO SỰ PHÁT TRIỂN DÔNG 171

5.9.1 Những điều kiện nhiệt động lực 171

5.10 CÁC HÌNH THẾ SYNÔP VÀ ĐIỀU KIỆN ĐỊA HÌNH TẠO HỘI TỤ MỰC THẤP CHO CƠ CHẾ NÂNG KHỞI ĐẦU DÔNG 173

5.11 CÁC NHÂN TỐ MÔI TRƯỜNG ĐẶC BIỆT TRONG SỰ PHÁT TRIỂN CỦA DÔNG MẠNH 180

5.12 CƠ SỞ LÝ THUYẾT DỰ BÁO DÔNG 186

5.13 PROFILE NHIỆT ẨM ĐẶC TRƯNG TRƯỚC CƠN DÔNG 187

5.14 CÁC NHÂN TỐ BIẾN ĐỔI PROFILE NHIỆT ẨM 192

5.14.1 Các quá trình làm biến đổi profile nhiệt 193

5.14.2 Những quá trình biến đổi profile ẩm 194

5.15 TRÌNH TỰ VÀ KỸ THUẬT DỰ BÁO PROFILE NHIỆT ẨM BUỔI TRƯA PHÍA TRÊN LỚP BIÊN 195

5.15.1 Trình tự dự báo profile nhiệt ẩm 195

5.15.2 Phân tích nhiệt động học đối với đường tầng kết trong dự báo dông 198

5.16 CÁC CHỈ SỐ DỰ BÁO DÔNG 199

5.16.1 Nhận xét chung 199

5.16.2 Thế năng có khả năng đối lưu ( CAPE) 200

5.16.3 Chỉ số tổng của tổng chỉ số (Total-total index) 202

5.16.4 Chỉ số nâng bề mặt (Surface lifted index) 203

5.17 CÁC THƯỚC ĐO SỰ CẢN TRỞ ĐỐI LƯU 204

5.17.1 Chỉ số CIN 205

5.17.2 Chỉ số CAP và chỉ số tính cường độ cản trở đối lưu 205

5.18 KỸ THUẬT DỰ BÁO ĐƯỜNG TẦNG KẾT VÀ ĐƯỜNG ĐIỂM SƯƠNG 206

5.18.1 Nhận xét chung 207

5.19 SỐ RICHARDSON ĐỐI LƯU VÀ CHỈ SỐ NĂNG LƯỢNG XOÁY 208

5.19.1 Số Richardson đối lưu 208

5.19.2 Ý nghĩa vật lý của số Richardson đối lưu 209

5.19.3 Chỉ số năng lượng xoáy (EHI) 211

5.19.4 Ý nghĩa vật lý của chỉ số năng lượng xoáy (EHI) 211

5.20 GIẢI THÍCH TỔNG HỢP TÀI LIỆU THÁM SÁT DỰ BÁO DÔNG 213

5.20.1 Đánh giá khả năng dòng thăng 214

5.20.2 Đánh giá sự cản dòng thăng 216

5.20.3 Đánh giá cỡ hạt mưa đá cực đại 217

5.20.4 Đánh giá khả năng của dòng giáng 217

5.20.6 Đánh giá khả năng mưa lớn 220

5.21 VAI TRÒ CỦA ĐỘ ĐỨT THẲNG ĐỨNG CỦA GIÓ 220

5.21.1 Toán đồ mô tả profile gió 221

5.21.2 Nguồn gốc của độ đứt thẳng đứng của gió 222

5.21.3 Hiệu ứng độ đứt thẳng đứng của gió với sự phát triển đối lưu 222

5.21.4 Mối liên quan giữa độ đứt thẳng đứng của gió với sự phát triển dông 223 5.21.5 Dự báo toán đồ gió 224

5.22 ĐÁNH GIÁ KHẢ NĂNG THỜI TIẾT XẤU TRONG DÔNG 224

5.22.1 Mưa lớn và lũ lụt đột ngột 224

5.22.2 Dự báo mưa đá lớn có quy mô hạt ≥ 2 cm 226

5.22.3 Dự báo đường gió mạnh 227

5.22.4 Dự báo lốc 228

CHƯƠNG 1 NHỮNG ĐỘNG LỰC VÀ NGUỒN NĂNG LƯỢNG CƠ BẢN

CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI

1.1 RANH GIỚI MIỀN NHIỆT ĐỚI

Trước tiên ta hãy xác định khu vực nhiệt đới trên trái đất Hiện nay có một số

cách xác định miền nhiệt đới : theo quan điểm địa lý và theo quan điểm khí tượng

Miền nhiệt đới theo quan điểm địa lý là miền nằm ở hai phía xích đạo và giới

hạn bởi vĩ tuyến gần vĩ tuyến 23,5o Bắc và Nam Bán cầu

Trong khí tượng người ta coi miền nhiệt đới là miền nằm giữa hai vĩ tuyến 30N

và 30S, gần trùng với vị trí trung bình của trục cao áp cận nhiệt mỗi bán cầu, phần còn

lại của trái đất được gọi là miền ngoại nhiệt đới Trên trường gió mặt đất, miền nhiệt

đới được đặc trưng bởi đới gió đông còn miền ngoại nhiệt đới là đới gió tây Chính vì

vậy trong khí tượng synôp người ta còn lấy ranh giới phân chia đới gió đông nhiệt đới

và đới gió tây ở phần dưới tầng đối lưu (700mb) để xác định miền nhiệt đới Như vậy,

ranh giới này biến động theo mùa và phụ thuộc vào vị trí địa lý

1.2 CÂN BẰNG NĂNG LƯỢNG NHIỆT CỦA MẶT ĐẤT

VÀ KHÍ QUYỂN

Mặt trời là nguồn năng lượng chính đối với các quá trình khí quyển trên trái đất

Miền nhiệt đới được giới hạn như trên thu nhận lượng bức xạ nhiệt lớn nhất trên trái

đất và ở đây quá trình bốc hơi trên mặt biển cũng xẩy ra mạnh nhất Chính vì vậy miền

nhiệt đới là nguồn nhiệt và nguồn ẩm, từ đây các dòng khí và dòng biển vận chuyển

nhiệt ẩm về miền vĩ độ cao

Tồn tại một sự cân bằng giữa lượng bức xạ mà khí quyển hấp thụ và lượng bức

xạ phát ra từ hệ thống trái đất - khí quyển Chính vì vậy mà nhiệt độ trung bình của

mặt đất và của khí quyển hầu như không đổi trong thời gian dài Mặt khác, chính hoàn

lưu bằng các chuyển động kinh hướng và chuyển động thẳng đứng lại đảm bảo cân

bằng nhiệt của từng phần trái đất : nhiệt độ của xích đạo có giá trị trung bình khá ổn

định

Kết quả tính trung bình nhiều năm của thông lượng bức xạ, lượng mưa, lượng bốc hơi và vận chuyển nhiệt dạng hiển nhiệt và ẩn nhiệt bốc hơi và ngưng kết là cơ sở

để xây dựng các đường phân bố của các thông số này theo vĩ độ ở Bắc và Nam bán cầu (hình 1.1- 1.4)

Phân bố bức xạ trên trái đất phụ thuộc trước hết vào vĩ độ địa lý Trên hình 1.1

là sơ đồ tổng quát về cân bằng bức xạ theo vĩ tuyến Mặt đất thu được bức xạ nhiệt dương ở hầu hết các vĩ độ, trừ phần nhỏ gần hai cực (cách cực khoảng 15o vĩ đối với mỗi bán cầu) Ở đây phát xạ nhiệt từ bề mặt băng tuyết lớn hơn lượng bức xạ nhận từ mặt trời

Khí quyển mất năng lượng phát xạ sóng dài nhỏ hơn là thu nhận từ mặt đất, vì vậy dòng nhiệt truyền từ mặt đất vào khí quyển, từ đó nhiệt lại truyền cho những lớp cao hơn và cuối cùng mất nhiệt vào không gian vũ trụ

Hình 1.1 Phân bố thông lượng bức xạ trung bình năm theo vĩ tuyến của mặt đất, khí quyển và hệ thống trái đất- khí quyển (Seller, 1965)

Cân bằng bức xạ của hệ thống trái đất-khí quyển là tổng cả hai cân bằng bức xạ cho mặt đất và khí quyển Đối với khí quyển cân bằng bức xạ dương đối với miền nội nhiệt đới (giới hạn 40o S và 40o N) và âm đối với miền ngoại nhiệt đới Phần thừa bức

xạ (bức xạ dương) bao gồm khu vực nằm giữa 35o vĩ của hai bán cầu đó là miền nội nhiệt đới Miền ngoại nhiệt đới thiếu bức xạ và thường xuyên được bù lại bằng sự trao đổi nhiệt giữa các vĩ độ dưới dạng các dòng ẩn nhiệt và hiển nhiệt

Để bảo toàn cân bằng nhiệt toàn phần cho thời đoạn dài, thể hiện ở sự ổn định của nhiệt độ trung bình ở các độ cao và các vĩ độ thì cần phải có một cơ chế vận chuyển nhiệt từ mặt đất về phía khí quyển và từ miền nhiệt đới về phía các vĩ độ cao

Vận chuyển nhiệt từ mặt đất về phía khí quyển dưới dạng hiển nhiệt, nhiệt truyền từ nơi nhiệt độ cao sang nơi nhiệt độ thấp và ẩn nhiệt qua quá trình bốc hơi, ngưng kết hơi nước và quá trình vận chuyển của hệ thống mây Trên biển nhiệt đới, lượng ẩn nhiệt được vận chuyển dưới dạng hơi nước lớn hơn là lượng vận chuyển hiển

Thừa

Thiếu Thiếu

Khí quyển

Hệ thống

trái đất - khí quyển

Mặt đất

nhiệt Theo Malkus, tính trung bình cho toàn trái đất, hơn 80% khí quyển thu nhiệt từ phía mặt biển và mặt đất dưới dạng ẩn nhiệt từ hơi nước và hơn nửa lượng ẩn nhiệt này là do đại dương nhiệt đới giữa 30oN và 30oS cung cấp Sự chuyển pha của nước trong khí quyển và sự vận chuyển hơi nước không chỉ có ý nghĩa trong việc bảo toàn cân bằng nước mà cùng với sự vận chuyển hơi nước là sự vận chuyển ẩn nhiệt, lượng nhiệt này sẽ được giải phóng trong quá trình ngưng kết hơi nước

Trên hình 1.2 là sơ đồ cân bằng nước trong hệ thống trái đất-khí quyển Tính theo phân bố lượng mưa, lượng bốc hơi và hiệu hai đại lượng này theo vĩ độ Ta thấy lượng mưa lớn hơn bốc hơi trong các đới từ khoảng vĩ độ 45-60o về phía cực và trong khoảng 10o vĩ hai phía xích đạo Ngược lại, từ 10-40o vĩ ( miền cận nhiệt đới thịnh hành cao áp trên vùng sa mạc) lượng bốc hơi lớn hơn lượng mưa Lượng mưa cực đại tại xích đạo mưa chủ yếu có dạng rào từ hệ thống mây tích trên dải áp thấp xích đạo Hai cực đại khác nằm ở hai miền ôn đới Bắc và Nam bán cầu (khoảng 50-60o vĩ ) do hoạt động của các chuỗi xoáy thuận Hai cực tiểu lượng mưa liên quan với trục áp cao cận nhiệt ở khoảng 30o vĩ Lượng bốc hơi lớn nhất không ở xích đạo nơi lượng mưa lớn và nhwng nền nhiệt không quas lớn và nhiều mây Hai cực đại của lượng bốc hơi nằm ở khu vực cách xa xích đạo khoảng 10-15o vĩ Hiệu lượng mưa trừ lượng bốc hơi dương ở trên xích đạo thừa ẩm và trên hai khu vực hoạt động mạnh của xoáy thuận ôn đới Đại lượng này có giá trị ẩm trên khu vực gần trục dải cao áp cận nhiệt ít mưa

Hình 1.2 Phân bố trung bình năm theo vĩ tuyến của lượng mưa, lượng bốc hơi, và hiệu giữa lượng mưa và lượng bốc hơi (inch/năm) (Seller, 1965)

Lượng mưa

Lượng bốc hơi

Lượng mưa trừ bốc hơi

Bắc Bán cầu Xích đạo Nam Bán cầu

ầ

inch/năm

Tính trung bình năm khu vực bốc hơi mạnh bị mất lượng nước do bốc hơi còn nơi mưa lớn hơn sẽ thu được lượng nước đó Đại dương, chiếm khoảng 3/4 diện tích

bề mặt trái đất, mất nước do bốc hơi nhiều hơn là nhận nước do mưa vì lượng nước bốc hơi thành mây bay vào trong đất liền Kết quả của nhiều công trình nghiên cứu cân bằng nước chứng minh là lượng mưa do dòng hoàn lưu chung đem lại lớn hơn lượng mưa do hoàn lưu địa phương Hình 1.2 cũng cho thấy miền cận nhiệt đới với nhiệt độ cao phần lớn thuộc khu vực tín phong trên đại dương có lượng bốc hơi cực đại Theo Rielh và Malkus khu vực tín phong này đảm bảo lượng ẩn nhiệt và hiển nhiệt cho hoàn lưu toàn cầu Năng lượng này một phần do tín phong mặt đất đưa về phía xích đạo dưới dạng hơi nước Lượng hơi nước này được nâng lên trong khu vực rãnh xích đạo

và cũng là nhánh phía nam của hoàn lưu Hadley sau đó ngưng kết tạo nên các hệ thống mây tích tạo hiển nhiệt và thế năng rồi được vận chuyển lên các vĩ độ cao nhờ dòng thăng trong phản tín phong và đới gió tây ôn đới trên cao Theo Rielh và Malkus chỉ một phần trong dải gần xích đạo rộng khoảng 10o vĩ là cần có các khối mây tích lớn còn gọi là các "tháp nóng" để duy trì cân bằng nhiệt và bảo đảm vận chuyển một lượng nhiệt lớn về phía cực

Cân bằng năng lượng nhiệt theo vĩ độ duy trì được là nhờ sự vận chuyển nhiệt của các dòng khí trong các hoàn lưu khí quyển và các dòng nước trong hoàn lưu đại dương

Sellers đã tính các dòng hiển nhiệt trung bình năm ở các vĩ độ do các dòng biển

và dòng khí vận chuyển Các dòng hiển nhiệt đều có hướng vận chuyển từ miền nhiệt đới về các vĩ độ cao phần lớn do hoàn lưu khí quyển và chỉ khoảng 20-25% lượng nhiệt này do đại dương vận chuyển

Phân bố theo vĩ tuyến trung bình năm của các thành phần vận chuyển năng lượng nhiệt về phía cực (hình 1.4) cho thấy phía bắc 5oN vận chuyển năng lượng hiển nhiệt do các dòng khí và dòng biển hướng về phía Bắc cực và phía nam 5oS, hướng về phía Nam Cực Cần lưu ý là trên hình vẽ các vận chuyển nhiệt về phía Bắc bán cầu là đường ở phía trên còn các vận chuyển nhiệt về phía Nam Bán cầu ở phía dưới chứ không phải giá trị âm Vận chuyển hiển nhiệt do dòng biển có một cực đại ở vùng cận nhiệt Trong khi đó dòng hiển nhiệt do dòng khí có hai cực đại ở mỗi bán cầu với sự vận chuyển hơi nước (kèm theo là lượng ẩn nhiệt) từ 20-25o vĩ mỗi bán cầu về phía cực và từ các vĩ tuyến này hơi nước lại được vận chuyển về phía vị trí trung bình của

rãnh xích đạo (gần 5oN) cung cấp cho nhánh hoàn lưu Hadley phía nam tạo các dải mây tích phát triển rất mạnh

Tổng hợp lại ta thấy dòng nhiệt ở cả hai bán cầu đều có hướng từ xích đạo về phía hai cực và có giá trị cực đại trên một dải gần 40oN và 40oS

1.3 NHỮNG NHÂN TỐ VẬT LÝ CƠ BẢN

1.3.1 Phân bố lục địa và biển

Do hiệu ứng khác nhau trong quá trình đốt nóng vào mùa hè và làm lạnh vào mùa đông mà xuất hiện chế độ gió mùa Điển hình nhất là ở vùng Đông Nam Á nơi khối lục địa lớn và bị đốt nóng mạnh làm cho các khối khí từ vùng biển nhiệt đới Nam Bán cầu qua xích đạo tới tận các vĩ độ 25-30oN Mùa đông không khí lạnh vượt qua xích đạo sang châu Úc

Dòng khí

Dòng

Vĩ độ

Vận chuyển hiển nhiệt do khí quyển

Vận chuyển hiển nhiệt do đại dương

Vận chuyển ẩn nhiệt do khí quyển

Vận chuyển nhiệt tổng cộng

Hình 1.3 Dòng hiển nhiệt phân kỳ

trung bình năm do dòng biển và dòng

Sự tiến thoái của gió thịnh hành theo mùa này phù hợp với sự dịch chuyển theo mùa của vị trí trung bình của rãnh áp thấp gió mùa với gió tây ở phía xích đạo và gió đông ở phía cực Vị trí của các rãnh gió mùa lại liên quan chặt chẽ với dải cực đại lượng mây và lượng mưa và với sự biến động vị trí và theo mùa của khu vực tần suất cực đại của áp thấp nhiệt đới và bão

Trên biển sự dịch chuyển theo mùa của rãnh xích đạo (nơi gặp gỡ của tín phong hai bán cầu) tương đối nhỏ do ít biến động trong nền nhiệt của đại dương qua hai mùa mùa đông và mùa hè Sự đồng nhất của nền nhiệt lan tới phần giữa tầng đối lưu với dao động nhiệt độ trung bình năm chỉ khoảng 1oC trong dải 15oN và 15oS Nhiệt độ trung bình năm của tầng đối lưu lớn nhất ở 5oS vào mùa hè Nam bán cầu và 20-25oN vào mùa hè Bắc bán cầu

Sự giải phóng ẩn nhiệt ngưng kết có xu thế tập trung trên lục địa nhiệt đới Rangmage cho rằng do tần suất dông lớn khu vực gần xích đạo của Nam Mỹ, châu Phi, Indonesia cung cấp lượng nhiệt vận chuyển về vĩ độ cao nhiều hơn là lượng nhiệt

do đại dương miền vĩ độ thấp cung cấp Nguồn nhiệt này tạo nên gradien nhiệt độ lớn theo kinh hướng và tạo nên dòng xiết cận nhiệt mạnh ở khu vực này

Cao nguyên Tây Tạng cũng là nguồn giải phóng lượng ẩn nhiệt đáng kể vào khí quyển do tần suất dông lớn vào mùa hè Theo Flohn tần suất dông này có vai trò quan trọng trong việc duy trì và phát triển của cao áp tầng cao ở châu Á (cao áp Tibet) và dòng xiết Nam Á hệ quả của sự tồn tại cao áp này Liên quan với dòng xiết gió đông này là khu vực khô hạn Bắc Phi, Arập, nơi dòng giáng và khu vực mưa lớn ở Indonexia và Đông Nam Á

Sự khác biệt trong đốt nóng giữa lục địa và biển, giữa khu vực địa hình bị chia cắt và đồng bằng cũng tạo nên hoàn lưu địa phương như gió đất biển, gió núi thung lũng Các dạng hoàn lưu địa phương có thể làm tăng cường hay giảm yếu hoàn lưu chung tùy thuộc vào sự phối hợp hướng của hai loại hoàn lưu này : tăng cường nếu trùng hướng và giảm yếu nếu ngược hướng Địa hình địa phương và khoảng cách so với nguồn ẩm đóng vai trò chủ yếu trong phân bố lượng mưa ở miền nhiệt đới : sườn đón gió mưa lớn, sườn khuất gió ít mưa

1.3.2 Nhiệt độ mặt biển

Nhiệt độ mặt biển có ý nghĩa lớn đối với hoàn lưu khí quyển và thời tiết miền

nhiệt đới Nhiệt độ mặt biển là nhân tố đầu tiên quy định nhiệt độ không khí sát mặt biển Khi nghiên cứu các điều kiện hình thành bão Palmen thấy rằng chỉ có vùng biển

ấm với nhiệt độ mặt biển lớn hơn hay bằng 26oC mới có khả năng giải phóng ẩn nhiệt bằng cách nâng các lớp khí sát đất trong quá trình đối lưu tạo lõi nóng của xoáy thuận đôi khi biến thành bão Cường độ bão phụ thuộc vào phân bố nhiệt độ nước mặt biển,

có ý tưởng cho rằng sự biến đổi của trường nhiệt trên biển làm biến đổi quỹ đạo bão và làm bão chuyển hướng Càng xa nguồn ẩm và nguồn nhiệt về vĩ độ cao và lục địa, bão càng yếu Bjerknes phát hiện mối tương quan thuận giữa cường độ của đới gió tây ôn đới mùa đông ở đông bắc Thái Bình Dương và nhiệt độ mặt biển dải xích đạo của Thái Bình Dương và có thể coi là một dấu hiệu dự báo hạn dài

Trong năm Lanina (Elnino lạnh) ven bờ Pêru và Equador do nước trồi làm lạnh mặt biển tạo dòng giáng thịnh hành ở khu vực này, hậu quả là năm đó khô hạn, mất mùa cá Ngược lại, trong những năm Elnino dòng biển nóng thay thế và tạo nên dòng thăng thịnh hành gây mưa lớn đến mức lụt lội

Dải hội tụ nhiệt đới (ICZ) là dải thời tiết xấu có lượng mây và lượng mưa cực đại có mối liên quan với dải có nhiệt độ mặt nước biển cực đại ở gần xích đạo

1.3.3 Tương tác với hoàn lưu ôn đới

Hoàn lưu ôn đới thường gây tác động đối với hoàn lưu và các hệ thống thời tiết nhiệt đới Trên các ảnh mây vệ tinh thường xuyên có các dải mây nằm sâu trong miền nhiệt đới kéo dài tới miền ôn đới Mùa đông front lạnh trong khu vực Đông Á và Bắc

Mỹ xâm nhập sâu vào nhiệt đới đem không khí cực đới biến tính gây sóng lạnh, sự giảm nhiệt độ rất mạnh Trong nhiều trường hợp front lạnh có thể tương tác với bão, dải hội tụ nhiệt đới gây hậu quả thời tiết rất lớn Trong mùa đông khi xoáy thuận hành tinh mở rộng phạm vi hoạt động về phía xích đạo, hệ thống sống rãnh ôn đới trên cao

có thể làm biến dạng các hệ thống cao áp cận nhiệt, làm biến đổi dòng dẫn đường đối với bão và làm bão chuyển hướng

Xoáy thuận cận nhiệt phát triển từ áp thấp trên cao và cắt khỏi đới gió tây Những xoáy thuận thường lan xuống thấp mở rộng khu vực mưa ở miền cận nhiệt

Mùa hè rãnh trên cao mở rộng từ miền ôn đới, tiến vào miền nhiệt đới và tương tác với hoàn lưu nhiệt đới

Ngược lại, bão di chuyển theo quỹ đạo parabol có thể tiến xa về phía cực tới miền ôn đới, không khí lạnh xâm nhập khu vực bão, hệ thống front hình thành bão trở thành xoáy thuận ngoại nhiệt đới Đó là các trường hợp thường xảy ra với bão từ miền tây Thái Bình Dương vòng lên qua eo biển Đài Loan tới Camchatka

Như vậy là không có đường ranh giới rõ rệt giữa miền nhiệt đới và miền ôn đới Các nhà khí tượng nhiệt đới cần có hiểu biết về động lực của hoàn lưu ôn đới, mở rộng phân tích về phía cực để nhận biết và giải thích ảnh hưởng của miền ôn đới đối với khí quyển nhiệt đới

1.3.4 Các hiện tượng quy mô vừa và nhỏ

Đối lưu và mây đối lưu không những có vai trò quan trọng trong quá trình giải phóng ẩn nhiệt ngưng kết trong dải áp thấp xích đạo tại nhánh dòng thăng của hoàn lưu Hadley Mây đối lưu còn đóng vai trò quan trọng trong quá trình vận chuyển mômen thẳng đứng và sản sinh động năng về phía vĩ độ cao Charney, Eliassen và Gray nhấn mạnh đến tầm quan trọng của các nhân tố nội tại trong sự hình thành bão trong đó đối lưu đóng vai trò quan trọng Có giả thuyết cho rằng các cụm mây tích và nhiễu động nhiệt đới có sự hỗ trợ với nhau phát triển Các khối mây tích với dòng thăng không khí nóng ẩm rất mạnh là nguồn năng lượng từ tiềm nhiệt ngưng kết cho các quá trình phát triển bão Về phần mình nhiễu động khơi sâu bảo đảm chuyển động hội tụ hơi nước ở tầng thấp cho các cụm mây tích phát triển Về quá trình đối lưu và dông sẽ được trình bày chi tiết trong chương 5

1.4 BẢO TOÀN MÔMEN QUAY VÀ SỰ TỒN TẠI ĐỚI GIÓ ĐÔNG NHIỆT ĐỚI VÀ ĐỚI GIÓ TÂY ÔN ĐỚI

Trên bản đồ gió nhiều năm ta có thể thấy một đặc điểm lớn nhất là sự thịnh hành đới gió đông ở miền nhiệt đới và đới gió tây miền ngoại nhiệt đới Có thể giải thích

sự hình thành của hai đới gió điển hình nói trên cho hai miền trên cơ sở định luật bảo toàn mômen quay đối với trái đất

Định luật bảo toàn mômen quay không những có thể áp dụng cho toàn bộ khối lượng chung của trái đất và khí quyển mà có thể áp dụng cho từng cột khí và hạt khí riêng lẻ Định luật này được biểu diễn dưới dạng :

0)(ur + r2 =

ϕ là vĩ độ Tốc độ góc của trái dất được ký hiệu là ω, ω = 2 π /86.400 rad s-1 hay 7,29

10-5 s-1 Dọc theo quỹ đạo hạt khí d/dr là sự biến đổi cá thể (hình 1.5b) Theo (1.1) mômen quay toàn phần luôn bảo toàn khi hạt khí di chuyển theo quỹ đạo của nó

Hình 1.5 Sơ đồ mô men quay đối với đĩa quay (a) và đối với trái đất quay (b)

Hình 1.6 Sơ đồ vận chuyển mômen quay

tạo đới gió tây ôn đới và đới gió đông nhiệt

ωr2 tăng và u sẽ giảm và nhỏ hơn so với chuyển động của mặt đất tại khu vực vĩ

độ thấp, do chuyển động chậm hơn so với mặt đất nên xuất hiện đới gió đông

ở miền nhiệt đới Trên hình 1.6 là hai đới gió đông và tây hình thành trên trái đất quay

Bắc

Đới gió tây

Khi không khí di chuyển, chẳng hạn từ vĩ độ 30 mỗi bán cầu lên các vĩ độ cao nơi mômen quay của mặt phẳng quay ωr2 nhỏ hơn so với nơi hạt khí xuất phát do r nhỏ đi so với a,

1.5 NHỮNG ĐẶC ĐIỂM CƠ BẢN CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI

Theo Atkinson “Hoàn lưu chung là mô tả thống kê của các chuyển động khí quyển quy mô lớn trên toàn trái đất” Đối với miền nhiệt đới thì đó là: gió mùa mùa đông, tín phong, dải hội tụ nhiệt đới - kết quả phối hợp của hai hệ thống trên, sóng đông, sóng xích đạo và bão- hiện tượng rất đặc biệt của miền nhiệt đới

1.5.1 Phân bố theo vĩ độ của tốc độ gió, khí áp và tính phân kỳ, hội tụ

Hình 1.7 Gió theo hướng kinh tuyến trung

bình trên các đại dương, tháng 1 và tháng 7

Hình 1.8 Profil khí áp mực biển theo kinh tuyến trong miền nhiệt đới (mb)

Trước hết ta hãy xem xét một số đặc điểm chung của phân bố gió, khí áp và phân kỳ theo vĩ độ Profile gió vĩ hướng trung bình thể hiện rõ chuyển động theo chiều kinh hướng ( hình 1.7) dưới dạng gió nam và gió bắc

Gió nam m/s Gió bắc

Nam Bán cầu

Ta thấy trong đới 30o vĩ mỗi bán cầu gió thổi về phía xích đạo Chuyển động này chỉ tồn tại nếu như một số lực tăng tốc độ của chuyển động không khí theo hướng này Thực ra chỉ có một lực có thể làm tăng tốc độ của trường chuyển động quy mô lớn là lực gradient khí áp Ở miền nhiệt đới chuyển động không khí xuất phát từ dải áp cao cận nhiệt hướng về phía dải áp thấp ở khu vực xích đạo dưới dạng tín phong

Sự phân bố khí áp này thể hiện trên hình 1.8 Dải áp thấp này có khí áp nhỏ hơn khu vực xung quanh từ 5 -10 mb và được gọi là dải áp thấp xích đạo Dải áp thấp này

di chuyển theo mùa cùng với mặt trời và người ta coi đó là dải có bức xạ cực đại trên trái đất tại các vĩ độ xích đạo ( nó còn được gọi là xích đạo nhiệt)

1.5.2 Chuyển động thẳng đứng và dải mưa

Từ hình 1.3 phân kỳ của tốc độ gió theo chiều ngang tính cho một dải vĩ độ

a

v a

v a

r v r

φφ

tan1

ký hiệu gạch chỉ giá trị trung bình đối với vành đai trái đất còn ký hiệu (∂/∂φ) là

vi phân địa phương Thành phần thứ hai tăng lên cùng với sự giảm đi của vĩ độ trên trái đất và tại xích đạo thì bằng không Trong miền nhiệt đới nó nhỏ hơn thành phần thứ nhất nhiều (thành phần thứ nhất xác định profile phân kỳ)

Trên hình 1.9 là phân bố đại lượng phân kỳ và hội tụ theo chiều ngang của tốc

độ gió theo vĩ độ

Mật độ biến đổi ít và có thể loại ra khỏi phương trình (1.3) Tích phân theo chiều cao ta có:

h h

Hình 1.9 Giá trị phân kỳ trung bình trên đại

dương và chuyển động thẳng đứng trung

bình ngày tại mực 900mb (m/ngày) nếu

profil phân kỳ tính trung bình cho lớp giữa

ổn định mà ta có thể giả thiết là ổn định theo mùa Trong phương trình

0)V

\.(

z

)w

Nếu ta giả thiết là lớp khí quyển

mà ta nghiên cứu mỏng khoảng 1 km và phía trên của lớp này là profile như trên hình 1.7 và 1.9

1.5.3 Sự biến đổi theo mùa của hoàn lưu nhiệt đới và sự bất đối xứng của hai bán cầu

Nếu như bề mặt trái đất đồng nhất thì quỹ đạo của trái đất xung quanh mặt trời sẽ gây nên sự biến đổi theo mùa không lớn Thực tế quá trình diễn ra phức tạp hơn nhiều Điều đó một phần là do sự nghiêng của trục trái đất, một phần do sự phân bố không đều của lục địa và biển với sự thích ứng khác nhau đối với thông lượng bức xạ mặt trời cũng như chu trình của nước và hơi nước trong khí quyển và sự phân bố của các dãy núi trên trái đất Trước hết ta hãy xem xét sự biến đổi của hoàn lưu trung bình theo vĩ

độ, sau đó sẽ xem xét sự biến đổi của hoàn lưu chung trên trái đất Trên thực tế, những điều kiện trung bình của hoàn lưu biến đổi theo vĩ độ mạnh hơn theo kinh độ

Vị trí trung bình của dải áp thấp xích đạo là 5oS vào mùa đông Bắc Bán cầu , còn mùa hè Bắc Bán cầu thì nằm ở 15oN, theo giá trị trung bình năm thì vị trí của dải áp thấp xích đạo này là 5oN được gọi là xích đạo khí tượng( hình 1.10)

Vì vậy theo xích đạo khí tượng thì Nam Bán cầu rộng hơn Bắc Bán cầu Ta đã biết là miền nhiệt đới luôn cung cấp nhiệt cho miền ngoại nhiệt đới, điều đó có nghĩa

là Nam Bán cầu có nguồn nhiệt từ nhiệt đới lớn hơn so với Bắc Bán cầu Do Châu Nam cực với đại dương bao quanh ổn định hơn bất kỳ một châu lục nào nên áp thấp hành tinh có tâm trên Nam Cực mở rộng về phía xích đạo và tăng cường đới gió tây ở rìa áp thấp trên các đại dương phía nam và với cường độ mạnh hơn so với đới gió tây Bắc Bán cầu cả vào mùa hè và mùa đông

Hình 1.10 Các vị trí trung bình của rãnh áp thấp xích đạo trong tháng 1 và tháng 7

1.6 TRƯỜNG ÁP, TRƯỜNG GIÓ MIỀN NHIỆT ĐỚI

Trước khi xem xét các thành phần cơ bản của hoàn lưu nhiệt đới ta hãy dừng lại ở những đặc điểm của trường áp và trường gió miền nhiệt đới

Ở miền nhiệt đới nhiệt độ tương đối đồng nhất, trường áp nói chung mờ, gradien khí áp ngang không lớn như ở miền ôn đới Trừ trường hợp bão và sự xâm nhập của không khí lạnh, nói chung ở miền nhiệt đới, gradien khí áp ngang chỉ là 1-2mb/100km, nhỏ hơn hai ba lần so với gradien khí áp ngang miền ngoại nhiệt đới Trên trường áp trung bình nhiều năm ta có thể thấy rõ những khu áp cao và áp thấp đó

là những khu vực thịnh hành của xoáy nghịch và xoáy thuận Người ta còn gọi các hệ thống áp cao và áp thấp này là trung tâm hoạt động với nghĩa là sự khống chế của chúng tại khu vực nào đó sẽ quyết định đặc điểm thời tiết và khí hậu của khu vực đó

Ngoài bản đồ trung bình đối với khí áp và gió, do ở miền nhiệt đới hệ thức địa chuyển không thực hiện tốt nên người ta thường sử dụng bản đồ đường dòng thay cho bản đồ phân bố khí áp ở mặt đất và bản đồ hình thế khí áp trên cao

Trên bản đồ đường dòng miền nhiệt đới có một số chi tiết khác với các hệ thống

0 10 20 S

miền ôn đới, đặc biệt là đối với khu vực xích đạo nơi lực coriolis không tồn tại Ở đây xuất hiện một hệ thống gọi là hệ thống sống đệm đặc trưng cho xích đạo, khu vực chuyển tiếp giữa hai bán cầu

1.6.1 Mô hình cơ bản của trường dòng và trường áp

Trước hết ta hãy làm quen với một số mô hình cơ bản của dòng khí trong khu vực nhiệt đới với nhiều đặc trưng khác biệt so với miền ngoại nhiệt đới (hình 1.11)

Hình 1.11 Mô hình đường dòng mực thấp trong khu vực tín phong và gió mùa (1) Sống áp cao (2) Rãnh áp thấp (3) Hệ thống sống đệm (Harris, 1970)

Trên hình 1.11a là mô hình đơn giản nhất từ buổi ban đầu phát triển khí tượng nhiệt đới đó là hệ thống tín phong giữa sống cao áp của hai bán cầu Thực tế, theo hoàn lưu xoáy nghịch tín phong có hướng đông bắc ở Bắc Bán cầu và hướng đông nam ở Nam Bán cầu Ở phần đông và phần tây của cao áp cận nhiệt có thành phần kinh hướng theo chiều bắc nam

Trên trường dòng miền nhiệt đới xen giữa hai đới tín phong này có thể thấy rãnh

áp thấp xích đạo và phía nam nó là hệ thống sống đệm (hình 1.11b)

Trường hợp này thường xẩy ra vào mùa hè ở Bắc Bán cầu Trên hình 1.11b ở Bắc Bán cầu giữa hai hệ thống sống có dòng khí thuận chiều kim đồng hồ biểu thị cao

áp cận nhiệt ở phía bắc và hệ thống sống đệm ở phía nam hệ thống rãnh áp thấp Cần phân biệt hệ thống áp cao Bắc Thái Bình Dương và hệ thống sống đệm gần xích đạo Chỉ khi di chuyển xa xích đạo về phía cực hệ thống sống đệm có thể nhập với sống áp cao cận nhiệt và di chuyển như sống áp cao trong tác động với các hệ thống hoàn lưu khác như dẫn đường các cơn bão

Trên hình 1.11c là hình thế tương tự như trên hình 1.11b nhưng hệ thống sống đệm nằm trên xích đạo, khi đó tại các trung tâm xoáy ký hiệu phân biệt là chữ B (buffer : đệm)

Trên hình 1.11d là mô hình dòng khí với hệ thống sống đệm với dòng khí theo chiều kim đồng hồ chia thành ba phần khác nhau: ở phía nam xích đạo nó là trung tâm xoáy thuận (C), ở Bắc Bán cầu là trung tâm xoáy nghịch (A), phần trên xích đạo là hệ thống đệm (B) Trên Bắc Bán cầu hệ thống xoáy thuận tách ra làm hai phần : phần phía tây phát triển mạnh và mở rộng sang phía đông với dòng khí tây nam thành hệ thống rộng lớn Dòng khí vượt xích đạo tiến rất xa về phía bắc xích đạo

Hệ thống này mô tả rất sát hệ thống dòng khí mực thấp khu vực gió mùa Đông Nam Á vào mùa hè Bắc bán cầu: dải rộng gío mùa tây nam do tín phong Nam Bán cầu vượt xích đạo lên phía bắc và chuyển hướng, trục áp cao cận nhiệt ở khoảng 30oN, phía nam áp cao cận nhiệt này là dải áp thấp xích đạo với trục nằm ở khoảng 15oN và

hệ thống sống đệm với phần phía bắc là xoáy nghịch, phần trên xích đạo là sống đệm

và phần ở Nam Bán cầu là xoáy thuận

1.6.2 Trường gió, trường áp gần mặt đất

Trên các hình 1.12-1.14 là các bản đồ phân bố gió hợp thành* mực gradien**, tháng 1, 4, 7, 10 Trên bản đồ là đường dòng (đường liền) với hướng theo chiều mũi tên và đường đẳng tốc gió hợp thành (đường đứt) vẽ qua 5kts (2kts=1m/s) tốc độ gió

hợp thành nhỏ hơn 5 và lớn hơn 15 kts được tô đậm Trên các bản đồ những đặc điểm

cơ bản của trường áp mực biển được thể hiện rõ với các trung tâm xoáy được ký hiệu bằng chữ A: xoáy nghịch (khu áp cao) và chữ C: xoáy thuận (khu áp thấp)

Tháng 1 (hình 1.12)

1 Trên Đông Á dòng khí toả ra từ cao áp Sibêri về phía biển và vượt xích đạo về phía Nam Bán cầu (1) Trên miền Tây Thái Bình Dương là sống cao áp cận nhiệt Hệ thống dòng khí của sống này nối liền với dòng khí từ áp cao Sibêri (trong nghiệp vụ dự báo thời tiết áp cao còn được gọi là áp cao lục địa) Trừ phần rìa phía nam liên quan với front lạnh, tốc độ gió trong khu vực cao áp Sibêri rất nhỏ (v<5kts) Ngay trong khu vực nam Trung Quốc phía nam cao áp Sibêri thời gian này vẫn có hoạt động của xoáy thuận Có thể quan sát thấy hoạt động chuỗi xoáy thuận trên front cực miền Tây Bắc Thái Bình Dương trong đó các thành phần chủ yếu của nó là cao áp lạnh Sibêri như cao áp kết thúc của chuỗi xoáy và áp thấp trên biển Đài Loan, Nhật Bản, áp thấp Alêut là các thành phần của chuỗi xoáy này (hình 2.5)

Trên Biển Đông và Nam vịnh Thái Lan là hai khu vực có tốc độ lớn hơn 15kts

Hình 1.12 Gió hợp thành mực gradien, tháng 1 (Atkinson và Sadler,1970)

2 Trục sống áp cao ở miền tây Thái Bình Dương nằm ở vĩ độ 25-30oN, trên trục dải áp cao này gió yếu tốc độ nhỏ hơn 5kts (2) Từ phần phía nam sống cao áp này tín phong đông nam thổi về phía xích đạo có tốc độ gió cực đại (7-10m/s) ở vĩ độ 5-10oN (3)

4 Dải áp thấp xích đạo nằm từ xích đạo đến 5oS (4)

(1)

(2)(3)

(4)(5)

(6)

5 Rãnh tín phong nơi hội tụ tín phong hai bán cầu nằm ở 5oS Liên quan với rãnh này là lượng mây, mưa cực đại quanh năm ở nam Thái Bình Dương không như ở phần bắc của đại dương này (5)

6 Sống cao áp Nam Bán cầu nằm ở 30oS trong suốt tháng 1, tốc độ gió trong rãnh nhỏ hơn 5kts (6)

Tháng IV (Hình 1.13)

Tháng chuyển tiếp từ mùa đông sang mùa hè Bắc Bán cầu

1 Áp cao Sibêri đã giảm yếu và di chuyển lệch đông rõ rệt so với vị trí tháng 1 Trên phần Nam Trung Quốc hoạt động xoáy thuận mạnh lên dòng khí vượt xích đạo giảm yếu hẳn (1)

2 Vị trí trục sống áp cao cận nhiệt không dịch chuyển nhiều so với vị trí tháng 1(2)

3 Khu vực tốc độ gió cực đại nam áp cao cận nhiệt thu hẹp lại về phía đông (3)

4 Rãnh gió mùa dịch chuyển ổn định lên phía bắc so với vị trí tháng 1(4)

5 Rãnh tín phong ít di động so với vị trí tháng 1(5)

Hình 1.13 Gió hợp thành mực gradien, tháng 4 (Atkinson và Sadler,1970)

6 Ở Nam Bán cầu rãnh gió mùa kéo dài từ khoảng 50oE đến 150oE Rãnh tín phong còn nằm ở nam Thái Bình Dương (6) Sống áp cao nói chung nằm ở phía nam

30oS và phía cực Trên lục địa cao áp luôn lệch về phía xích đạo

Tháng VII - Tháng mùa hè Bắc bán cầu (Hình 1.14)

1 Tháng 7 trường nhiệt áp cấu trúc lại gần như ngược so với mùa đông Áp cao

Sibêri biến mất, áp thấp Nam Á phát triển mạnh và bao trùm khắp lục địa Đông Nam

Á (1) Phần kéo dài của áp thấp này sang phía đông là rãnh áp thấp còn được gọi là rãnh gió mùa (Carson, 1985) Gió thổi vào rãnh từ tây nam và nam là gió mùa mùa hè

có thể có nguồn gốc từ áp cao Úc châu (5) và áp cao Mascarene (6)

2 Áp cao cận nhiệt Bắc Thái Bình Dương dịch chuyển lên phía bắc và mở rộng (khu vực với v<5kts(2)) Khu vực tín phong có tốc độ cực đại ở phía nam cao áp này và nằm ở 15o đến 20oN (3)

4 Rãnh tín phong đông bắc Thái Bình Dương từ tháng 4 dịch chuyển lên 10oN

và trở thành rãnh xích đạo Rãnh này là nguồn phát sinh bão mùa hè và mùa thu Bắc Bán cầu

Hình 1.14 Gió hợp thành mực gradien, tháng 7 (Atkinson và Sadler,1970)

6 Khu vực nhiệt đới Nam Bán cầu thịnh hành sống cao áp với tín phong thổi về phía xích đạo (5,6)

7 Rãnh tín phong tồn tại ở Nam Thái Bình Dương (7)

Tháng X (Hình 1.15)

1 Hoàn lưu xoáy thuận trên Đông Nam Á Cao áp Sibêri phát triển và mở rộng khống chế Đông Á Dòng khí từ lục địa thổi ra biển và vượt xích đạo sang Nam Bán cầu đã hình thành

2 Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương thu hẹp và dịch chuyển sang phía đông (3)

(3)(4)

(5)

Hình 1.15 Gió hợp thành mực gradien, tháng 10 (Atkinson và Sadler,1970)

3 Rãnh xích đạo trên châu Á di chuyển về phía nam tương đối nhanh trong mùa thu (4) Rãnh có hướng tây đông chứ không có hướng tây bắc-đông nam như tháng 7 Rãnh này là nguồn hình thành bão nhiệt đới mùa chuyển tiếp, ở phía tây bắc Thái Bình Dương, Biển Đông, vịnh Bengal và đôi khi cả biển Arập

4 Rãnh tín phong nằm ở vĩ độ 12oS (5)

5 Áp cao cận nhiệt Mascarene và áp cao Úc châu thu hẹp lại

1.6.3 Bản đồ đường dòng phần dưới và phần trên tầng đối lưu trong hai mùa đối lập

Để có được hình dung cơ bản về hệ thống gió mùa vào hai mùa ngược nhau cả

về chế độ gió, khí áp và mùa mưa và mùa khô ta hãy xem xét các hệ thống dòng khí

và các trung tâm khí áp vào hai tháng 1 và tháng 7 trên mực gần mặt đất là mực 850mb đặc trưng cho phần dưới và mực 200mb đặc trưng cho phần trên tầng đối lưu trong đó thể hiện rõ nhất sự đổi mùa của hệ thống gió mùa cả ở dưới thấp và trên cao Những trung tâm chính đã được chỉ ra trên các bản đồ ở mục 1.6.1

Tháng 1 Bản đồ đường dòng mực 850mb (hình 1.16)

Tại mực 850mb (khoảng 1,5km) còn thấy rõ dòng khí của xoáy nghịch Sibêri

ở Đông Á có hướng theo chiều kim đồng hồ toả ra từ lục địa về phía biển Sống cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình Dương nằm ở khoảng 20oN

(3)(4)

(5)(6)

Hình 1.16 Bản đồ đường dòng trung bình mực 850mb Tháng1 (Harris, 1970)

Hình 1.17 Bản đồ đường dòng trung bình mực 500mb Tháng1 (Harris, 1970)

Dòng khí lạnh từ Nam Trung Quốc thổi qua Việt Nam, Malaysia tới Singapore vượt qua xích đạo chuyển hướng và trở thành gió mùa tây bắc thổi vào áp thấp Úc châu Rãnh gió mùa Nam bán cầu mở rộng từ phía tây châu Phi đến 180E Tại mực 850mb rãnh này nằm theo hướng tây-đông giữa 10S-20S và vị trí gần xích đạo nhất của nó là ở miền Trung Ấn Độ Dương Hệ thống sống đệm giữa các đới gió tây và gió

(3)

đông nhiệt đới của bán cầu mùa đông có hướng ngược chiều kim đồng hồ và do đó là

hệ thống rãnh ở phía bắc của xích đạo và hệ thống sống ở phía nam xích đạo Về mặt khí hậu rãnh xích đạo giữa kinh độ 60E và 160E nằm ở phía bắc xích đạo

Bản đồ đường dòng trung bình mực 500mb (hình 1.17)

Tại mực 500mb một nhánh của đới gío tây ôn đới tiến sâu về miền nhiệt đới đến tận vĩ độ 20oN (1) Đó là dòng xiết gió tây nhánh phía nam với tốc độ gió tới 45-60m/s Dòng xiết gió tây phía bắc có vị trí trung bình ở 42oN có tốc độ gío 45m/s Dải áp cao cận nhiệt chia làm ba phần có trục nằm trong dải 10-15oN (2) Hệ thống sống đệm bị đẩy về phía Nam Bán cầu trở thành áp cao có trục ở 0-5oS (3)

Bản đồ đường dòng trung bình mực 200 mb (hình 1.18)

Hình 1.18 Bản đồ đường dòng trung bình mực 200mb Tháng 1 (Harris, 1970)

Do sự mở rộng của áp thấp hành tinh Bắc Bán cầu vị trí trung bình của sống cao

áp cận nhiệt Bắc bán cầu dịch chuyển 20o vĩ về phía xích đạo so với vị trí tháng 7 của

nó Gió đông giới hạn trong một dải hẹp và có tốc độ gió cực đại nhỏ 30 kts Ở đây có dòng vượt xích đạo về phía bán cầu mùa đông và một dòng về phía cực cắt ngang qua sống cao áp mùa đông Phía bắc 30oN đới gió tây ôn đới rất mạnh, nhất là dọc bờ đông châu Á, nơi đây tốc độ gió hợp thành có khi vượt quá 100-150kts (1) Dọc theo kinh tuyến 80-90oN dòng khí dãn ra theo chiều bắc nam chứng tỏ ảnh hưởng rẽ nhánh đối với đới gió tây vẫn còn thể hiện rõ tới phần trên tầng đối lưu (2) Dòng vượt xích đạo

A

A

đưa không khí từ Nam Bán cầu lên Bắc Bán cầu ngược hướng với dòng vượt xích đạo

ở mặt đất (3) Sống cao áp cận nhiệt Nam Bán cầu nằm ở gần 14oS trên châu Úc và

18oS trên Châu Phi, không xa phía nam vị trí của nó vào tháng 7 (4)

Tháng 7 Bản đồ đường dòng mực 850 mb (hình 1.19)

Vào tháng 7 hệ thống gió thuận chiều kim đồng hồ gần xích đạo giữa dải gió mùa hướng Tây của bán cầu mùa hè và tín phong của bán cầu mùa đông kéo dài suốt dọc từ phía tây của Thái Bình Dương tới phía đông của Đại Tây Dương (1) Hệ thống sống đệm (1) hoạt động rất đặc biệt Trong trường hợp khi hệ thống dịch chuyển về phía Bắc của xích đạo tới khu vực Ấn Độ nó được gọi là sống cận xích đạo Phần ở khu vực Borneo và Philipin nằm trên hoặc ở bắc xích đạo được gọi là xoáy xích đạo theo chiều kim đồng hồ hay là xoáy gần xích đạo theo chiều kim đồng hồ Nó có thể hình thành

do ảnh hưởng của địa hình của các đảo lớn Hệ thống này duy trì theo thời gian và không gian tùy thuộc vào nhiễu động, cường độ và hình dạng của hai dòng cơ sở, nó không bị địa hình giữ lại tại chỗ mà có thể di chuyển về phía bắc hay phía nam xích đạo và có qui mô synôp cỡ của xoáy thuận hay xoáy nghịch Hệ thống này xuất phát

từ Nam bán cầu vượt xích đạo và chuyển hướng tới Ấn Độ và vịnh Bengal lan sang tận phía đông tới Biển Đông và Philipin tạo nên một hệ thống gío mùa tây nam và nam ở khu vực Nam Á (2) Trên khu vực Nam Á là các xoáy thuận có tâm ở Ấn Độ và Pakistan (3, 4) Phần kéo dài sang phía đông của áp thấp Nam Á thường được gọi là rãnh gió mùa, phần phía đông nằm theo hướng tây bắc đông nam hoạt động mạnh hơn

có thể là một phần của rãnh xích đạo với hai ba xoáy thuận nông phát triển đồng thời trên dải hội tụ nhiệt đới (6) Trong một số trường hợp hai phần này hợp thành một dải hội tụ nhiệt đới kéo dài từ Biển Đông sang phía tây vào sâu trong đất liền tới bán đảo Đông Nam Á

Hệ thống rãnh mực thấp còn có các tên gọi rãnh xích đạo, rãnh gần xích đạo, front xích đạo, front nhiệt đới, dải hội tụ nhiệt đới, dải hội tụ xích đạo, rãnh gió mùa và dải xoáy thuận chia gió Harris gọi nó là rãnh gió mùa hay là dải chia gió xoáy thuận (hay dải đứt gió xoáy thuận) Sống áp cao cận nhiệt đới Tây Bắc Thái Bình Dương lúc này có trục nằm ở vĩ độ 25oN (7) Ở Nam Bán cầu dải áp cao gồm ba tâm nằm ở khoảng 20-30oN, trong đó có áp cao châu Úc và áp cao Mascarene với dòng khí ở phía đông là một trong các nguồn gốc của gío mùa tây nam Bắc Bán cầu (8, 9)

Hình 1.19 Bản đồ đường dòng trung bình mực 850mb Tháng 7 (Harris, 1970)

Bản đồ đường dòng mực 500 mb (Hình 1.20)

Hình 1.20 Bản đồ đường dòng trung bình mực 500 mb (Harris, 1970)

Hệ thống sống đệm nằm chếch theo hướng tây nam-đông bắc (1) phần ở Nam Bán cầu là xoáy thuận, phần Bắc Bán cầu là xoáy nghịch Dòng khí vượt xích đạo về phía Bắc Bán cầu tạo dải gió mùa tây nam hạn chế ở trung tâm áp thấp trên miền nam

(1)

(2)

(3)

(4)(6)

(5)

(7)

(8) (9)

20S 25S

Việt Nam (4) Hai trung tâm áp thấp hơi dịch về phía nam so với vị trí của nó tại mực 850mb (2, 3) Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương mở rộng, tháng 7 có trục ở khoảng 27oN Áp cao Úc châu và áp cao Mascarene có trục nằm ở khoảng 25-30oS

Bản đồ đường dòng mực 200 mb (hình 1.21)

Theo nhiều nhà nghiên cứu khí tượng nhiệt đới cao nguyên Tibet là nguồn nhiệt cho sự hình thành của xoáy nghịch mạnh gần kinh tuyến 90E và sát phía bắc 30N (1)

Sự di chuyển về phía đông của sống cận nhiệt từ cao áp này duy trì trên 30N của Đông

Á và miền tây Thái Bình Dương, giữa cao áp này và sống cao áp ở Nam bán cầu là dải gió đông mở rộng và mạnh nhất ở phần trên tầng đối lưu (2) Thành phần vượt xích đạo của dòng khí về phía Nam bán cầu giữa 50E và 150E là rất mạnh, mạnh nhất là ở miền trung Ấn Độ Dương (tốc độ 20 kts)

Do cấu trúc của dòng khí tại mực 850 và 200 mb như vậy nên ở Đông Nam Á tồn tại một dải gió tây hội tụ mạnh mở rộng và ẩm ở mực dưới và dải gió đông phân

mây và mưa Những khu vực tô đậm là nơi dòng thăng chiếm ưu thế trong giá trị trung bình Trên khu vực Đông Nam Á và xích đạo dòng thăng phát triển rất mạnh và trải ra trên phạm vi lớn trên khu vực xích đạo

Trên hình 1.22,23 biểu diễn các khu vực dòng thăng miền nhiệt đới theo tốc độ khí áp (10-4mb/s ) ở mực 500mb Trên tọa độ khí áp dòng thăng có đại lượng âm còn dòng giáng có đại lượng dương Trên hình vẽ khu vực dòng thăng ký hiệu bằng chữ U còn khu vực dòng giáng- chữ D

Tháng 12-tháng 2 dòng thăng phát triển mạnh trên khu vực xích đạo trên Indonesia với tốc độ tới -10mb/s Các khu vực dòng giáng có liên quan với xoáy nghịch lạnh ở Biển Đông Trung Quốc và phần bắc Biển Đông

Hình 1.22 Tốc độ dòng thẳng đứng trung bình tháng 12-2 (a) , tháng 3-5 (b)

tại mực 500mb (Kyler, 1970) U - Dòng thăng D- Dòng giáng

Tháng 3-tháng 5 khu vực dòng thăng trên Indonesia mạnh lên không nhiều Khu vực dòng giáng Tây Thái Bình Dương mạnh lên và kéo dài về phía Biển Đông

Tháng 7-tháng 8 dòng thăng mạnh và mở rộng nhất trên khu vực Đông Nam Á

và kéo dài thành dải trên Bắc Ấn Độ Dương Tốc độ dòng thăng đạt tới 10-15mb/s trên miền Nam Việt Nam, Biển Đông và vịnh Bengal

a/

b/

Hình 1.23 Tốc độ dòng thẳng đứng trung bình tháng 7-8 (a) , tháng 9-10 (b)

tại mực 500mb (Kyler, 1970); U - Dòng thăng D- Dòng giáng

Tháng 9-tháng 11 dòng thăng giảm yếu so với tháng 8 nhưng vẫn mở rộng trên Đông Nam Á với tốc độ 10mb/s

1.8 DÒNG XIẾT MIỀN CẬN NHIỆT VÀ NHIỆT ĐỚI

1.8.1 Dòng xiết cận nhiệt

Trong miền cận nhiệt đới và nhiệt đới tồn tại và phát triển các dòng xiết phần trên, phần giữa và cả phần dưới tầng đối lưu (dòng xiết mực thấp)

Dòng xiết cận nhiệt mùa đông

Theo Krisnamurti dòng xiết cận nhiệt đới mùa đông là dòng xiết có tốc độ rất lớn (150-200kts) bao quanh trái đất một cách liên tục (hình 1.24)

Tồn tại mô hình với 3 sóng với sống và tốc độ gió cực đại trên bờ biển Đông Á Bắc Mỹ và Trung Đông Trục dòng xiết cận nhiệt đới trung bình nằm ở vĩ độ 27,5oN, dao động trong khoảng 20-35oN Hình 1.24 là kết quả phân tích đường đẳng tốc trung

a/

b/

bình của dòng xiết cận nhiệt đới vào mùa đông 1955-1956 (tốc độ ở trung tâm lớn hơn

so voí gia trị trên bản đồ gió hợp thành cho tháng 1) Cùng với mỗi đợt xâm nhập lạnh

từ cực dòng xiết cận nhiệt lại mạnh lên do sự tăng cường của tính tà áp trước front lạnh, rìa xoáy nghịch lạnh

Hình 1.24 Vị trí trung bình của dòng xiết cận nhiệt mùa đông Bắc bán cầu 1956) Đường đẳng tốc tại mực 200mb vẽ qua 50kts Vị trí trung bình của dòng xiết ở 27,5oN Đường đẳng tốc 50kts qua Đà Nẵng và 100kts qua Hà Nội (Krishnamurti,1961)

(1955-Hình 1.25 Mặt cắt gió vĩ hướng: W: gió tây và E gió đông theo chiều thẳng đứng dọc theo kinh tuyến 90oE qua cao nguyên Tibet Dòng xiết gió tây nhánh phía nam hình thành theo trình tự biểu diễn trên các hình a,b,c Các số dọc theo trục hoành là chỉ số các trạm lấy số liệu để xây dựng mặt cắt gió

Sự tồn tại và ổn định của dòng xiết gió tây nhánh phía nam cao nguyên Tibet còn được coi là dấu hiệu mở đầu và kết thúc mùa đông synôp tại Đông á Khoảng cuối tháng 10 đầu tháng 11 tùy theo sự bắt đầu mùa đông hàng năm khi dòng xiết gió tây nhánh phía nam cao nguyên Tibet xuất hiện và ổn định thì khi đó mùa đông synôp bắt đầu Mùa hè synôp bắt đầu khi dòng xiết gió tây nhánh phía nam cao nguyên Tibet rút

a/

b/

c/

lui về phía bắc và ổn định tại đó Trên hình 1.25 là mặt cắt gió vĩ hướng theo chiều thẳng đứng trong các giai đoạn hình thành dòng xiết gió tây nhánh phía nam cao nguyên Tibet Trong giai đoạn đầu (hình 1.25a) dòng xiết gió tây phát triển trên cao nguyên Tibet, đường đẳng tốc 0m/s phân chia hai dải gió đông và gió tây nằm trên cao tại mực 350mb Trong giai đoạn tiếp theo đường đẳng tốc 0m/s đã hạ thấp xuống tới mực 700mb Cuối cùng phía nam cao nguyên Tibet xuất hiện dòng xiết gió tây ở mực 700mb (hình 1.25c)

1.8.2 Dòng xiết gió đông nhiệt đới mùa hè

Mùa hè tại mực 150-200mb phía nam cao áp Tibet là dòng xiết gió đông (hình 1.26) trong dải từ 10-15oN Trục dòng xiết này gần mực 150mb tách khỏi dải gió đông tầng bình lưu

Hình 1.26 Đường dòng và đường đẳng tốc (kts, gió đông có dấu (-) tại AT200 03 GMT ngày 25/7/1955 Đường ( )là trục dòng xiết trong đới gió tây (WJ) và hướng đông (EJ) và cửa vào với khu vực hội tụ ở Đông Nam Á (CV), cửa ra với khu vực phân kỳ ở châu Phi (CR) Koteswaran, 1958)

Tốc độ ở trục dòng xiết khoảng 140 kts ở gần mực 200 mb, trục dòng xiết có độ nghiêng rất nhỏ

Ở Nam Á là cửa vào của dòng xiết, do mực thấp hội tụ trong áp thấp, phía bắc trục dòng xiết tạo nên trong đới gió tây dòng thăng và sát trục dòng xiết về phía bắc và vào hoàn lưu theo chiều kim đồng hồ trong đới gió tây (a) Ở phía nam do hội tụ, dòng khí cũng bốc lên cao dọc theo trục dòng xiết gió đông tạo dòng thăng trong không khí nóng ẩm gây tạo hệ thống mây mưa Ngược lại, ở cửa ra Bắc Phi do có cao áp Bắc Phi mực thấp với đường dòng phân kỳ phát triển dòng giáng gây khô hạn (b)

Hình 1.27 Mô hình hoàn lưu kinh hướng ở cửa vào (a) và cửa ra trong dòng xiết gió đông (Atkinson, 1971) W:gió tây E: gió đông

1.9 GIÓ TẦNG BÌNH LƯU NHIỆT ĐỚI

Một phát hiện mới trong khí tượng nhiệt đới là sự tồn tại dao động với chu kỳ gần hai năm của gió và nhiệt độ trong tầng bình lưu nhiệt đới tuy nguyên nhân chưa xác định rõ Có thể là do dao động chu kỳ dài theo chiều thẳng đứng của sóng trọng trường và gió vĩ hướng

Sự dao động giữa chế độ gió tây và gió đông xảy ra với chu kỳ trung bình 26 tháng song chu kỳ thường xảy ra là 21-30 tháng, do đó mà có từ dao động gần hai năm Dao động với biên độ lớn nhất ở mực 30mb trên xích đạo và dao động giảm khi xuống thấp về phía cực

Tới mực 50mb biên độ dao động giảm nhanh nên khi đến mực 100mb, mực trung bình của đỉnh tầng đối lưu nhiệt đới thì không còn thấy rõ nữa

Chế độ gió đông hay gió tây đầu tiên xuất hiện ở các mực cao và sau đó lan xuống dưới thấp với tốc độ 1km/tháng Trên hình 1.28 là dao động của gió ở đảo Canton (3oS, 172oW) giai đoạn 1953-1963 Ta thấy rõ chu kỳ 2 năm của gió đông và gió tây

Càng cách xa xích đạo về phía cực dao động năm của gió tăng nên mô hình gió quan trắc đều phức tạp hơn Trên hình 1.26 là tốc độ gió vĩ hướng (trung bình tháng) ở mực 70.000bộ ở Darwin (12oS,131oE) từ 1958-1968

a/

b/

Thực ra gió ở đây phản ảnh cả chu kỳ 1 năm và chu kỳ 2 năm (Hình 1.28) Biên

độ trung bình của dao động chu kỳ 26 tháng và chu kỳ năm là trên (Hình 1.29) Về phía cực từ 20o vĩ dao động có chu kỳ dài hơn 26 tháng

Hình 1.28 Mặt cắt thẳng đứng thời gian của tốc độ gió vĩ hướng trung bình tháng (kts) tại đảo Canton thời kỳ 1953-1963 (Reed, 1964) W:gió tây E: gió đông

Hình 1.29 Biến trình tốc độ gió vĩ hướng trung bình tháng ở mực 70.000bộ ở Darwin (12oS,131oE) giai đoạn 1958-1968 (Hopwood, 1968)

Vì vậy khi lấy giá trị trung bình khí hậu không thể dựa vào trung bình mà phải ngoại suy số liệu gió cho tháng và năm có tính đến các chu kỳ đã xảy ra gần nhất

1.10 ÁP CAO CẬN NHIỆT TÂY THÁI BÌNH DƯƠNG VÀ ÁP CAO TIBET

Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương và áp cao Tibet đóng vai trò quan trọng đối với sự hình thành và biến đổi của thời tiết và đặc trưng khí hậu Đông Nam Á Trong khi áp cao Tibet quy định dòng xiết gió đông phần trên tầng đối lưu, cùng với

áp thấp Nam Á quy định khu vực hội tụ phần dưới và phần giữa và phân kỳ phần trên của khí quyển ở Đông Nam Á thì áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương quy định thời tiết miền Tây Bắc Thái Bình Dương và tương tác với rãnh gió mùa tạo nên hình thế

V(kts)

thời tiết đặc biệt của dải hội tụ nhiệt đới, có khi lấn sâu tới Ấn Độ tạo nên thời tiết đặc trưng cho cao áp trên Đông Nam Á trong giai đoạn gió mùa thụ động Sự di chuyển của bão trên miền Tây Bắc Thái Bình Dương và Biển Đông phụ thuộc rất lớn vào dòng dẫn đường tại mực 700 và 500mb ở rìa Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương

1.10.1 Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương

Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương là một phần của dải áp cao cận nhiệt tồn tại và hoạt động quanh năm Vào mùa đông áp cao cận nhiệt thu hẹp lại ở phía Tây Bắc Mỹ nhưng khi gió mùa đông bắc gián đoạn bộ phận phía tây của áp cao cận nhiệt vẫn dịch chuyển sang phía tây về phía Đông Nam Á và đưa tín phong đông nam vào miền Bắc Việt Nam gây thời tiết ấm và nắng như trở về mùa hè

Áp cao cận nhiệt là cao áp nóng tầm cao, theo chiều cao áp cao cận nhiệt phát triển, mở rộng phạm vi và lấn về phía lục địa Đông Nam Á, trong một số trường hợp

có thể tới Đông Ấn Độ Trên mặt đất áp cao cận nhiệt thường bao bởi đường đẳng áp 1010mb tuy không phải lúc nào cũng thể hiện rõ Ở phần giữa tầng đối lưu (trên bản

đồ AT500) áp cao cận nhiệt chia thành hai đơn thể một ở Đông Thái Bình Dương một

ở Tây Thái Bình Dương Đơn thể phía Tây Thái Bình Dương lại có thể chia thành hai

áp cao, giữa chúng là khu vực sống yếu hay khu vực đứt đoạn Bão có thể đi qua khu vực sống yếu và di chuyển lên phía Bắc Đơn thể áp cao cận nhiệt ở Tây Thái Bình Dương ảnh hưởng trực tiếp đến Đông Nam Á Có thể xác định trục áp cao là đường nối vị trí trục áp cao trên ba kinh tuyến 105, 110 và 120oE Trục này không phải bao giờ cũng song song với vĩ tuyến Cũng có thể xác định trục cao áp theo quy tắc: trên trường gió và trường dòng có thể coi trục áp cao là đường nối các điểm có tốc độ gió tây bằng không hay đường nối các điểm có độ cong xoáy nghịch lớn nhất Có thể xác định vị trí trung bình tháng của áp cao cận nhiệt thông qua vị trí trung bình tháng của trục áp cao cận nhiệt

Trong năm cao áp di động theo chiều bắc nam và hoạt động mạnh nhất vào mùa

hè Tháng 5 trục áp cao cận nhiệt ở Tây Thái Bình Dương dịch chuyển lên phía bắc tới vĩ tuyến 14-15oN Sang tháng 6 trục trung bình tháng của áp cao cận nhiệt ở vĩ độ

20oN Trung tuần tháng 6 (khoảng ngày 10-20) áp cao cận nhiệt có thể nhảy vọt lần thứ nhất tới vĩ độ 25oN

Tháng 7 trục áp cao cận nhiệt lên tới vĩ độ 27oN Trung tuần tháng 7 có sự nhảy vọt lần thứ hai tới vĩ độ 28oN Tháng 8 áp cao cận nhiệt dịch chuyển lên phía bắc tới

30oN, vị trí cao nhất vào các tháng mùa hè Trong một thời đoạn ngắn trục áp cao cận nhiệt có thể lên tới 35-40oN Có năm trục áp cao cận nhiệt nằm ở phía bắc nhất không phải vào tháng 8 mà vào tháng 7 Tháng 9 bắt đầu mùa thu, cao áp bị đẩy xuống phía nam tới 26oN Cùng với sự mở rộng của áp thấp hành tinh xuống phía nam, bắt đầu các đợt lạnh trong gió mùa đông bắc sớm

Áp cao cận nhiệt tháng 7 có cường độ mạnh nhất Trên bản đồ đường dòng tháng

7 ở gần mặt đất (2000 bộ tương đương 600 m) áp cao cận nhiệt nằm ở phía Đông Trung Hoa ở khoảng 25oN Càng lên cao áp cao cận nhiệt càng lấn sang phía lục địa Đông Nam Á Từ mực giữa đến phần trên tầng đối lưu, áp cao cận nhiệt tăng cường và

mở rộng trong một số trường hợp có thể nhập với áp cao Tibet Đến mực AT500 hai trung tâm cao áp đã hình thành ở phần Bắc rãnh gió mùa dưới thấp và tạo thành dải áp cao cùng với một tâm cao áp ở Đông Trung Hoa Rãnh gió mùa khi đó thu hẹp lại thành ba tâm áp thấp nối liền từ Ấn Độ sang tới Đông Dương Tại mực 300mb đến 200mb trên cao nguyên Tibet là một áp cao rộng lớn, tâm ở Đông Trung Hoa thu hẹp lại Tại các mực này dòng khí vượt xích đạo về phía Nam bán cầu trái dấu thành hệ thống ngược lại với hệ thống dòng khí ở mặt đất Tốc độ gió tại mực 200mb tới trên 25m/s

Bão ở miền Tây Bắc Thái Bình Dương và Biển Đông thường di chuyển theo dòng dẫn đường nằm ở rìa phía nam và phía tây của cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình Dương Sự di chuyển theo hướng bắc nam của cao áp cận nhiệt đóng vai trò rất lớn trong việc dẫn các cơn bão ở khu vực này

Đồng thời tín phong ở rìa phía nam cao áp phối hợp với gío mùa tây nam tạo thành các dải hội tụ nhiệt đới chính vì vậy vị trí trung bình của dải hội tụ nhiệt đới và của quỹ đạo bão trên Biển Đông và miền duyên hải Việt Nam gần trùng nhau và cùng chịu sự chi phối của cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình Dương Mưa cực đại tháng 8 ở miền Bắc Việt Nam là do hoạt động mạnh nhất của bão và của dải hội tụ nhiệt đới ở đây Đến tháng 9 cao áp dịch chuyển xuống phía nam, bão và dải hội tụ nhiệt đới hoạt động mạnh ở bắc Trung Bộ tạo cực đại mưa ở đây Tháng 10, tháng 11 cao áp dịch chuyển xuống phía nam do đoá quỹ đạo bão bị đẩy xuống khu vực Nam Trung Bộ và Nam Bộ

1.10.2 Áp cao Tibet

Theo Carson.N (1975) áp cao Tibet là xoáy nghịch với cường độ cực đại tại mực 200mb vào mùa hè Bắc Bán cầu Áp cao Tibet xuất hiện vào tháng 4 ở gần đảo Borneo (Hình 1.27) và di chuyển về hướng tây bắc tới cao nguyên Tibet vào tháng 7

Hình 1.30 Vị trí các tâm áp cao phần trên tầng đối lưu Đông Nam Á (mực 200mb) trong các tháng 4-9

Áp cao này duy trì ở đây cho đến tháng 9 thì bắt đầu dịch chuyển về phía đông nam tới Inđonesia và trở nên khó xác định vào cuối tháng 10 khi mùa đông synôp ở

Đông Nam Á bắt đầu

Vị trí của áp cao này phù hợp với bản đố đường dòng trung bình mực 200mb Các dòng khí trên mực 200mb này quy định dòng vượt xích đạo ở phần trên tầng đối lưu nhiệt đới và có hướng ngược so với hướng dòng vượt xích đạo ở mặt đất

Dòng hội tụ ở mực thấp vào rãnh gió mùa và không khí nóng bốc lên cao suốt tầng đối lưu ở Bắc Ấn Độ và phần nam cao nguyên Tibet có liên quan với hệ thống áp cao Tibet mùa hè Tầng đối lưu nóng có liên quan với không khí nóng phía trên rãnh gió mùa là một đặc trưng nổi bật của hệ thống gió mùa quy mô lớn Đó là một yếu tố quan trọng đối với sự tồn tại của dòng xiết nhiệt đới hướng từ đông sang tây ở phía nam cao áp Tibet