Khí tượng học synốp phần 5 ppt

Khí tượng học synốp(Phần nhiệt đới) NXB Đại học quốc gia Hà Nội 2006. Từ khoá: Nhiễu động, miền nhiệt đới, tín phong, EL NINO, giao động nhiệt đới. Tài liệu trong Thư viện điện tử ĐH Khoa học Tự nhiên có thể được sử dụng cho mục đích học tập và nghiên cứu cá nhân. Nghiêm cấm mọi hình thức sao chép, in ấn phục vụ các mục đích khác nếu không được sự chấp thuận của nhà xuất bản và tác giả. Mục lục Chương 3 NHỮNG NHIỄU ĐỘNG MIỀN NHIỆT ĐỚI 3 3.1 TÍN PHONG 3 3.1.1 Đặc điểm cơ bản 3 3.1.2 Các tầng ẩm trong tín phong và nghịch nhiệt tín phong 3 3.2 DẢI HỘI TỤ NHIỆT ĐỚI 6 3.2.1 Định nghĩa, cấu trúc 6 3.2.2 Sự dịch chuyển trong từng đợt và theo mùa của dải hội tụ nhiệt đới 9 3.2.3 Thời tiết trong dải hội tụ nhiệt đới 10 3.2.4 Sự dịch chuyển của d ải hội tụ nhiệt đới 11 3.3 SÓNG ĐÔNG 12 3.4 SÓNG XÍCH ĐẠO 15 3.5 HÌNH THẾ PHỨC HỢP GÂY MƯA LỚN 16 3.6 DAO ĐỘNG TỰA 2 NĂM 20 3.7 DAO ĐỘNG NHIỆT ĐỚI 40-50 NGÀY 22 3.8 EL NINO DAO ĐỘNG NAM (ENSO) VÀ HOÀN LƯU WALKER 22 Chương 3. Những nhiễu động miền nhiệt đới Trần Công Minh 3 Chương 3 NHỮNG NHIỄU ĐỘNG MIỀN NHIỆT ĐỚI 3.1 TÍN PHONG Tín phong là nhánh phía dưới của dòng hoàn lưu Hadley miền nhiệt đới. Tín phong bao quát một phạm vi rộng lớn thuộc miền nhiệt đới nằm giữa hai trục áp cao cận nhiệt trong phạm vi khoảng 30 o N và 30 o S. Tín phong quy định thời tiết trên các vùng biển nhiệt đới và một phần các lục địa kế cận. 3.1.1 Đặc điểm cơ bản Tín phong là dòng khí ổn định thổi từ phần hướng về phía xích đạo của cao áp cận nhiệt. Trên khu vực tín phong hướng gió chủ đạo là hướng đông bắc đến đông. Từ trục cao áp cận nhiệt hai bán cầu đến trục dải áp thấp xích đạo là hai đới tín phong hướng đông bắc ở Bắc Bán Cầu và đông nam ở Nam Bán Cầu. Đây là hệ thống gió mặt đất ổn định nhất trên Trái Đấ t (tần suất thịnh hành là 80-90%). Tín phong có tốc độ gió hợp thành trung bình trên các đảo tới 4,3 m/s vào mùa đông và 2,4m/s vào mùa hè. Tốc độ gió trung bình không tính đến hướng gió đạt tới 6-8m/s. Là dòng khí thổi ở phần rìa hướng về phía xích đạo của cao áp cận nhiệt nên đới tín phong dịch chuyển, mở rộng hay thu hẹp cùng với áp cao cận nhiệt. Đới tín phong Bắc Bán Cầu trải dài từ xích đạo đến khoảng 28 o N vào mùa đông và từ 18 o N-31 o N vào mùa hè. Hoạt động của tín phong trong khu vực gió mùa châu Á khá phức tạp và có ảnh hưởng trực tiếp đến thời tiết Đông Nam Á. Khi cao áp cận nhiệt lấn sang phía tây, tín phong đưa không khí nhiệt đới biển nóng ẩm vào lục địa Đông Nam Á làm thay đổi thời tiết ở khu vực này. Ở phần phía đông của cao áp, tín phong có hướng tây bắc trong dải rộng ở phần phía nam áp cao cận nhiệt Bắc Bán Cầu là tín phong đông bắc còn từ phần cực tây nam c ủa áp cao là tín phong đông nam. Do Miền Bắc Việt Nam nằm ở phía cực tây của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương nên ở đây có tín phong đông nam, trong khi đó Miền Nam Việt Nam (từ khoảng 16 o N về phía nam) nằm trong đới tín phong đông bắc. Do áp cao cận nhiệt đới Tây Thái Bình Dương là áp cao nóng tầm cao, nên càng lên cao áp cao cận nhiệt càng phát triển mạnh và mở rộng về phía lục địa Đông Nam Á còn trên cao tín phong chuyển sang hướng đông. Đới tín phong hướng đông thể hiện rõ trên cao và được minh hoạ bằng các dòng khí nhận được từ phân tích sự di chuyển của mây ở các tầng thấp và tầng trung. Trên hình 3.9 đới tín phong hướng đông được biểu diễn bằ ng các vectơ gió đông ở phía bắc dải hội tụ nhiệt đới. 3.1.2 Các tầng ẩm trong tín phong và nghịch nhiệt tín phong 3.1.2.1. Cấu trúc của tầng ẩm trong tín phong Như ta biết, đới tín phong là nhánh hướng về xích đạo của vòng hoàn lưu Hadley. Đặc trưng cho tín phong là dòng giáng quy mô synôp với tốc độ khoảng -0,3m/s trên phạm vi khống chế của cao áp cận nhiệt. Thời tiết đặc trưng cho khu vực tín phong là thời tiết tốt, đôi khi có thể cho thời tiết khô nóng do dòng giáng nói trên. Trong khu vực này có thể có những 4 đám mây tích nhỏ riêng lẻ, chiếm khoảng ba phần mười bầu trời hoặc có thể xuất hiện mây tích do địa hình. Trên hình 3.1 biểu diễn các lớp nhiệt ẩm tín phong. So sánh đường tầng kết nhiệt có thể phân chia thành bốn lớp từ dưới lên trên: 1) Lớp đồng nhất từ mặt đất đến độ cao khoảng 600m; 2) Lớp ổn định có gradien nhiệt độ nhỏ hơn gradien đoạn nhiệt khô. Chính lớp ổ n định này là nguyên nhân tạo nên một lớp trời quang giữa các đám mây; 3) Lớp mây là lớp bất ổn định; 4) Lớp nghịch nhiệt phía trên đỉnh mây với nhiệt độ tăng theo chiều cao. Hình 3.1. Cấu trúc của lớp biên tín phong trên biển xác định bởi thám trắc bằng máy bay. Lớp biên bao gồm lớp đồng nhất, lớp ổn định và lớp mây. Thám trắc được tiến hành trong khu vực trời quang vào ngày chân mây nằm ở độ cao 900mb (Simpson, 1973) Giữa giới hạn trên của lớp siêu đoạn nhiệt đến khoảng 600m, không khí xáo trộn bởi trạng thái nhiệt chưa bão hoà và bởi lực cơ học do độ đứt gió thẳng đứng lớn trong lớp ma sát. Theo chiều cao phân bố độ ẩm được biểu diễn bằng đường ở rìa bên phải hình 3.1. Độ ẩm được đặc trưng bởi tỷ số hỗn hợp S g/kg, gần tương đương v ới độ ẩm riêng q g/kg. Ta thấy lớp ẩm nhất là lớp đồng nhất với S = 13 g/kg, trong lớp ổn định độ ẩm giảm dần theo chiều cao tới 8 g/kg, trong mây độ ẩm tăng theo chiều cao tới 9 g/kg ở đỉnh mây, phía trên đỉnh mây độ ẩm giảm nhanh tới 3 g/kg ở phía trên lớp nghịch nhiệt. Độ dầy của các lớp mây miền nhiệt đới thường biến đổi lớn, tăng lên khi có các nhiễu độ ng đi qua, sau đó lại giảm. Nhìn chung độ dầy của lớp mây càng tăng khi tiến gần tới xích đạo, nơi có nhánh dòng thăng của vòng hoàn lưu Hadlley. 3.1.2.2. Nghịch nhiệt tín phong Nghịch nhiệt trong đới tín phong trước hết là do chuyển động giáng gây hiệu ứng nén, tạo nghịch nhiệt nén trong cao áp. Nguyên nhân thứ hai là do hoàn lưu của xoáy nghịch ở phần phía đông áp cao dòng khí mặt đất đi từ miền ôn đới lạnh hơn tới phía d ưới không khí nhiệt 5 đới nóng hơn. Chính vì vậy phía đông áp cao nghịch nhiệt nằm rất thấp như minh hoạ ở phần bên phải của hình 3.2. Hình 3.2. Mặt cắt thẳng đứng theo hướng đông bắc - tây nam (trên hình là từ phải sang trái từ điểm ban đầu quỹ đạo tương ứng với 0 km tới 2500 km cuối quỹ đạo hạt khí) cắt qua nghịch nhiệt tín phong và lớp mây dưới lớp nghịch nhiệt. Đường có mũi tên là quỹ đạo hạt khí. Đường liền ghi số là đường đẳng nhiệt độ thế vị. Phía phải hình là profile thẳng đứng c ủa gió (m/s) ở khu vực đầu quỹ đạo. Phía trái hình là profile thẳng đứng của gió (m/s) ở khu vực cuối quỹ đạo (Simson, 1973) Ngược lại, ở phần tây áp cao tín phong đông nam lại đưa không khí nóng ở phía nam lên phía bắc làm giảm yếu và nâng cao lớp nghịch nhiệt (như minh hoạ ở phần trái hình 3.2). Chính vì vậy nghịch nhiệt tín phong ngăn chặn mây tích ở độ cao rất thấp ở phía đông áp cao, còn ở phần tây áp cao mây tích có thể phát triển ở độ cao lớn hơn. Nghịch nhiệt tín phong cũng chứng minh hiện tượng lớp xáo trộn phối hợp cùng với s ự mất nhiệt do phát xạ sóng dài trong lớp không khí ẩm lớn hơn trong lớp không khí khô phía trên. Do đó phía dưới tạo thành một lớp chắn ổn định phía trên lớp xáo trộn. Lớp nghịch nhiệt ngăn chặn chính là giới hạn phát triển của các đám mây tích trong tín phong. Trên hình 3.1 chỉ rõ nghịch nhiệt tín phong nằm ở độ cao khoảng 2400m; phía trên đó là lớp ổn định có gradien thẳng đứng của nhiệt độ nhỏ hơn gradient đo ạn nhiệt ẩm. Theo chiều cao không khí trở nên khô rất nhanh trong suốt lớp nghịch nhiệt. Nghịch nhiệt có độ dầy chừng vài trăm mét, bên trên đó gradien nhiệt độ thẳng đứng lớn hơn gradien đoạn nhiệt khô một ít. Điều đó là do sự phối hợp của các quá trình bức xạ, chuyển động giáng trong cao áp và trao đổi nhiệt theo chiều thẳng đứng. Độ dầy của lớp ẩm trong tín phong lớ n dần từ đầu dòng ở phía đông bắc sang phía tây nam theo quỹ đạo hạt khí (đường có mũi tên trên hình 3.2). Các lớp mây tích cũng dầy thêm khi tới gần dải áp thấp gần xích đạo. Từ các profile tốc độ gió ta thấy ở đầu quĩ đạo tốc độ gió tăng chậm theo chiều cao; ở cuối quĩ đạo trong lớp gradien tốc độ gió tăng theo chiều cao và đạt cực đại tại mực khoảng 1km sau đó giảm mạnh. Các lớp mây tích tăng độ cao về phía xích đạo nhưng cũng bị lớp nghịch nhiệt chặn, chỉ một số đám mây có dòng thăng mạnh mới xuyên qua lớp nghịch nhiệt, và phát triển đạt mực băng kết cho mưa rào. Từ chương 1 khi nói về vận chuyển ẩm ta đã chỉ rõ một hướng vận chuyển ẩm từ miền cận nhiệt đớ i nắng nóng và bốc hơi cực đại từ mặt biển. Chính tín phong đóng vai trò vận chuyển lượng hơi ẩm này về phía xích đạo tới dải hội tụ nhiệt đới nơi đối lưu mây tích phát triển mạnh ở phần xích đạo của vòng hoàn lưu Hadley. Ở đây mây tích tín phong đóng một 6 vai trò rất lớn trong động lực học đối lưu. Ngoài quá trình làm ẩm, các lớp mây tích còn đóng vai trò lớn trong việc làm nóng lớp biên. Phía trên lớp nghịch nhiệt dòng khí ở trạng thái đoạn nhiệt ẩm. Trong lớp mây quá trình nóng lên là do kết quả quá trình nén phối hợp giữa mây tích thăng lên và sự xáo trộn theo chiều thẳng đứng của không khí với các phần tử mây đang tan đi. Phần lớn năng lượng được thu nhận do tiềm nhiệ t ngưng kết hơi nước. 3.2 DẢI HỘI TỤ NHIỆT ĐỚI 3.2.1 Định nghĩa, cấu trúc Dải hội tụ nhiệt đới (The Intertropical Convergence Zone-viết tắt là ITCZ hay ICZ) là một khâu quan trọng trong hoàn lưu chung miền nhiệt đới. Dải hội tụ nhiệt đới đóng vai trò của một cơ chế vận chuyển mômen, nhiệt và ẩm của nhánh dòng thăng trong vòng hoàn lưu Hadley nhiệt đới. Dải hội tụ nhiệt đới là một trong các hệ thống thời tiết có thể cho lượng mưa rất lớn đến trên di ện rộng ở miền nhiệt đới, đặc biệt là khi hoạt động của dải hội tụ nhiệt đới kết hợp với các hình thế thời tiết khác như front lạnh, bão có thể hình thành trên dải hội tụ nhiệt đới. Định nghĩa và ba mô hình dải hội tụ nhiệt đới đã được Khromov (1957) đưa ra cùng với nhiều khái niệm cơ bản về hoàn lưu nhiệt đới nh ư tín phong, gió mùa, đới gió tây xích đạo. Theo ông: "Dải hội tụ nhiệt đới là dải thời tiết xấu, hình thành bởi sự hội tụ của tín phong hai bán cầu, của tín phong một bán cầu với tín phong bán cầu kia vượt xích đạo và chuyển hướng và tín phong mỗi bán cầu với đới gió tây xích đạo mở rộng". S.P Khromov cũng đề xuất ba mô hình của dải hội tụ nhiệt đới (hình 3.3). Hình 3.3. Ba mô hình của dải hội tụ nhiệt đới : Gần sát xích đạo (Loại 1); cách xa xích đạo do tín phong một bán cầu vượt xích đạo chuyển hướng thành gió mùa hội tụ và hội tụ với tín phong bán cầu kia (Loại 2); Tín phong hai bán cầu hội tụ với đới gió tây xích đạo mở rộng (Loại 3) Khromov (1957) Mô hình loại 1 thường xẩy ra ở Đại Tây Dương khi tín phong hai bán cầu gặp nhau ở gần xích đạo. Loại dải hội tụ gió này có tần suất cao đến mức tồn tại ngay trên bản đồ gió trung bình toàn cầu ở miền xích đạo Đại Tây Dương. Trên ảnh mây vệ tinh loại dải hội tụ 7 nhiệt đới này có dạng như trên hình 3.4. Trong dải hội tụ nhiệt đới là dải mây tích và mây vũ tích tạo thành dải có mật độ không đều. Chiều rộng của dải mây chừng 200 - 300m, chiều dài rất lớn, có trường hợp gần như bao quanh Trái Đất. Loại dải hội tụ nhiệt đới thứ hai hình thành do sự hội tụ của tín phong Bắc Bán Cầu, chẳng hạn, với tín phong Nam Bán Cầu sau khi vượt qua xích đạo, chuy ển hướng thành gió tây nam và hội tụ với tín phong đông bắc ở Bắc Bán Cầu trên dải hội tụ nhiệt đới. Hình 3.4. Dải hội tụ nhiệt đới gần xích đạo (AWS Technical Report 215) Đặc điểm của loại dải hội tụ nhiệt đới này là nằm cách xa xích đạo, với khoảng cách này lực Coriolis đủ lớn để tạo các xoáy xoáy thuận thể hiện qua các xoáy mây trên ảnh mây vệ tinh như trên hình 3.5. Dải hội tụ nhiệt đới loại 2 đặc trưng cho dải hội tụ nhiệt đới ở Đông Nam Á và Biển Đông. Những xoáy thuận trên dải hội tụ nhiệt đới là nhiễ u động ban đầu cho sự hình thành của bão ở Biển Đông như ta sẽ thấy trong chương 4. Hình 3.5. Dải hội tụ nhiệt đới nằm cách xa xích đạo với các chuỗi xoáy, kết quả của sự hội tụ giữa tín phong Nam Bán Cầu vượt xích đạo chuyển hướng thành gió mùa tây nam với tín phong đông bắc Bắc Bán Cầu. (AWS Technical Report 215) Loại dải hội tụ nhiệt đới thứ ba là dải hội tụ kép với dải hội tụ chính ở Bắc Bán Cầu và dải hội tụ phụ ở Nam Bán Cầu với cường độ phát triển không lớn bằng dải hội tụ ở phía bắc nó như biểu diễn trên ảnh mây vệ tinh (Hình 3.6). Loại dải hội tụ nhiệt đới này ít thấy hơn so với hai loạ i trên và chỉ xẩy ra ở nơi đới gió tây xích đạo biểu hiện rõ. 8 Hình 3.6. Dải hội tụ nhiệt đới kép ở hai bên xích đạo do tín phong hai bán cầu hội tụ với đới gió tây xích đạo mở rộng. Dải hội tụ nhiệt đới ở Nam Bán Cầu ít biểu hiện rõ (AWS Technical Report 215) Dải hội tụ nhiệt đới kép thực tế hình thành theo trình tự: đầu tiên dải mây Bắc Bán Cầu hình thành kéo dài 4-7 độ kinh, sau đó dải hội tụ nhiệt đới mới hình thành ở Nam Bán Cầu. Sự hình thành dải hội tụ kép có thể xẩy ra ở một số khu vực. Đó là do sự hội tụ của đới gió tây xích đạo mở với tín phong mỗi bán cầu như mô hình 3 của Khromov (hình 3.3). Dải hội tụ nhi ệt đới xảy ra với tần suất cao nên hình thế này có thể phát hiện trên trường gió và trường áp trung bình vào hai tháng điển hình cho mùa đông (tháng 1) và mùa hè (tháng 7) ở Nam Á và Đông Nam Á. Tháng 1 dòng khí mực gradien (tương ứng với độ cao 600m), từ Bắc Bán Cầu vượt qua xích đạo về phía Nam Bán Cầu và chuyển sang hướng tây bắc hội tụ với tín phong hướng đông Nam Bán Cầu (phần trên bên trái hình 3.7). Dải hội tụ được biểu diễn bằng đường kép nằm trên trục áp th ấp ở khoảng 5 o S trên trường áp mặt đất (Phần trên bên phải hình 3.7). Mùa hè (tháng 7) ta thấy rõ dòng khí từ áp cao cận nhiệt Nam Bán Cầu vượt xích đạo và chuyển hướng vượt lên rất xa về phía lục địa Đông Nam Á hội và tụ với tín phong hướng đông, đông nam trên dải hội tụ nhiệt đới ở phần Tây Bắc Thái Bình Dương (Phần dưới bên trái hình 3.7). Một điều đặc biệt là dải hội tụ (đường kép) nằm trên trục rãnh gió mùa và kéo dài sang phía đông nằm dọc theo rìa phía nam của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương. 9 Hình 3.7. Dòng khí tại mực gradient và trường áp, dải hội tụ nhiệt đới (đường kép) tháng 1 (Phần trên hình), tháng 7 (Phần dưới hình) (AWS, 1979) 3.2.2 Sự dịch chuyển trong từng đợt và theo mùa của dải hội tụ nhiệt đới Do là nơi hội tụ của hai đới gió nên dải hội tụ nhiệt đới trong từng đợt di chuyển theo hướng của đới gió tây nam "chủ động" dịch chuyển lên phía bắc hội tụ với tín phong hướng đông, đông bắc hay đông nam, tuỳ theo hướng nằm của dải hội tụ. Về mặt nguyên lý, trong một đợt dịch chuyển lên phía bắc, gió mùa tây nam không có sự dịch chuyển theo hướng ngược và do đ ó ICZ chỉ có thể dịch chuyển theo hướng từ nam lên bắc. Như ở mục cuối chương 1 đã nói áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương từ tháng 6 đến tháng 8 có hai lần nhảy vọt lên phía bắc, tháng 8 tới vị trí cao nhất nên đới tín phong cũng dịch chuyển theo hướng này. Từ tháng 6 dải hội tụ nhiệt đới đã thể hiện rõ ở phía Nam Trung Quốc và Bắc Việt Nam với phần phía tây là chuỗi áp thấp nóng địa ph ương, phần phía đông có thể là dải thời tiết xấu với áp thấp và có thể có bão hình thành trên Biển Đông (Hình 3.8). Trên hình 3.8 là các vị trí trung bình của dải hội tụ trên lãnh thổ Việt Nam và Biển Đông. Ta thấy rõ vào tháng 6 phần dải hội tụ nhiệt đới trên đất liền nằm ngang theo hướng vĩ tuyến. Còn phần trên Biển Đông nằm theo hướng tây bắc - đông nam. Tháng 8, khi áp cao cận nhiệt với tín phong thổi ở phần phía nam dị ch chuyển lên vị trí phía bắc nhất, dải hội tụ nhiệt đới tháng 8 cũng nằm vắt qua Bắc Bộ và phần bắc Biển Đông, vị trí cao nhất trong năm, trùng hợp với sự phát triển mạnh nhất của gió mùa tây nam. 10 Hình 3.8. Vị trí trung bình của dải hội tụ nhiệt đới trên khu vực Đông Dương và Biển Đông xác định theo đường tần suất cao nhất trong lưới 2x2 độ kinh vĩ Đến tháng 9 xoáy thuận hành tinh bắt đầu mở rộng và đẩy áp cao cận nhiệt về phía nam, cùng với áp cao nhiệt đới tín phong cũng bị đẩy về hướng này, đồng thời gió mùa tây nam đã suy yếu và thường chỉ lan tới Bắc Trung Bộ. Dải hội tụ nhiệt đới tháng 9 hoạt động tại khu vực này, một nhánh nữa đi qua Nam Trung Bộ. Tháng 10 và tháng 12 dải hội tụ nhiệt đới hoạt động ở Nam Bộ , nơi bão hoạt động vào thời gian này. Điều đó không những do bão thường hình thành từ một trong những áp thấp trên dải hội tụ nhiệt đới mà còn do đới gió đông và đông nam trong tín phong là dòng dẫn đường cơ bản đối với các cơn bão. Trên Biển Đông, như ta sẽ thấy trong chương 4, đến 60% quỹ đạo các cơn bão có hướng di chuyển theo quỹ đạo từ đông nam lên tây bắc và đổ bộ vào miền bờ biển Việt Nam. Như vậy dải hội tụ nhiệt đới không những là nơi hình thành bão mà vị trí trung bình của trục dải hội tụ còn gần trùng với quỹ đạo trung bình của bão ở miền bờ biển Việt Nam. Hệ quả là vị trí trung bình ở Biển Đông của dải hội tụ nhiệt đới và quỹ đạo bão quy định cực đại mưa lũ ở Bắc Bộ vào tháng 8, ở Bắc Trung Bộ vào tháng 9 và Tây Nguyên và Nam Bộ vào tháng 10. 3.2.3 Thời tiết trong dải hội tụ nhiệt đới Trên khu vực Đông Nam Á và Biển Đông, dải hội tụ nhiệt đới biểu hiện rõ nhất trên các ảnh mây vệ tinh dưới dạng các khu vực mây tập trung, có dạng xoáy vào tâm gần tròn trong giai đoạn áp thấp nhiệt đới và bão. Các khu vực mây này nói chung thường nằm ngang theo hướng vĩ tuyến. Trên trường áp, trod của dải hội tụ nhiệt đới đi qua các áp thấp thường có một đường đẳng áp tròn khép kín (Hình 3.9). Nhưng khi áp thấp khơi sâu thành áp thấp nhiệt đới hay bão thì có thể có một số đường đẳng áp khép kín gần như đồng tâm. Trên bản đồ, dải hội tụ nhiệt đới biểu hiện rõ nhất tại mực 850mb, dòng khí ở hai bên áp thấp trên dải hội tụ nhiệt đới còn biểu hiện rõ tới mực 700mb, thậm chí tới mực 500mb trong trường hợp gió mùa tây nam lan tới mực này và lan xuống tới các mực này. Trên bản đồ synôp, phần dải hội tụ nhiệt đới thể hiện rõ trên trường gió tây nam và tín phong đông bắc được vẽ bằng đường kép. Trên trường gió, dải hội tụ nhiệt đới khó xác định hơn do phần lớn nó phát triển trên Biển Đông với lưới số liệu gió thưa thớt. Khác với front ngoại nhiệt đới, dải hội tụ nhiệt đới không phải là dải ngăn cách hai khối 11 khí có nhiệt độ khác biệt nhau đáng kể. Sự đồng nhất trên trường nhiệt ở hai bên dải hội tụ nhiệt đới thể hiện rõ nhất khi áp thấp trở thành bão. Như ta sẽ thấy trong chương 4, bão là hệ thống hình thành bởi khối khí đồng nhất. Do đó sự tồn tại của dải hội tụ nhiệt đới không phải do chênh lệch nhiệt độ mà do sự hội tụ gió gây dòng thă ng trong quá trình hình thành các hệ thống mây tích và mây vũ tích dọc theo dải hội tụ nhiệt đới. Trong một số trường hợp như ví dụ hình thế phức hợp cuối chương này, gió mùa tây nam lan tới mực 500mb phía nam dải hội tụ có tốc độ tới 10 - 15m/s, tín phong đông bắc lan từ trên cao xuống mực này cũng có tốc độ 10 - 15m/s. Tuy nhiên, dù có tốc độ lớn nhưng khi tới gần dải hội tụ nhiệt đới dòng khí tây nam và đông b ắc chuyển động chậm lại, trên dải hội tụ tốc độ gió chỉ còn 2 - 3m/s, trừ trường hợp gió mạnh trong các cơn dông. Với hệ thống mây tích và mây vũ tích như thể hiện trên các ảnh mây vệ tinh, dải hội tụ nhiệt đới cho mưa vừa có thể kéo dài trong nhiều ngày, mưa rào và dông trên phạm vi rộng lớn, khi bão hình thành thì hệ thống mây gây mưa to gió lớn trên một diện rộng với chiều ngang 100 - 500km hay hơn n ữa. Chính vì vậy, dải hội tụ nhiệt đới bao giờ cũng lôi cuốn sự quan tâm rất lớn của dự báo viên. Trường mây cũng thể hiện dạng xoáy từ A tới D (hình 3.5), cần lưu ý xoáy trong trường gió trong trường hợp này nằm dưới 1000m. Các hệ thống tại BCD đầu tiên bao gồm lớp mây với đỉnh tương đối nóng. Mặc dù các hệ thống xoáy thuận này tạo trường gió xoáy địa phương và gây nên mưa không l ớn. Các xoáy này không thể cho gió mạnh hay có thể trở thành các cơn bão nếu như không có hoạt động hỗ trợ của mây đối lưu phát triển mạnh theo chiều cao. 3.2.4 Sự dịch chuyển của dải hội tụ nhiệt đới Ta hãy xem xét một hình thế dải hội tụ nhiệt đới hình thành và phát triển vào cuối tháng 7 năm 2005. Dải hội tụ nhiệt đới trong trường hợp này bao gồm hai xoáy thuận: một là áp thấp nhiệt đới ở phía đông Philippine với đường đẳng áp ngoài cùng là 1005mb, hai là cơn bão đổ bộ vào ven biển Bắc Bộ với khí áp ở vùng trung tâm bão hạ thấp tới 995mb (Hình 3.9). Tại mực 850mb dải hội tụ nối liền với trục xuyên qua hai tâm áp th ấp nằm ở phía tây, gần như dọc theo vĩ hướng. Hình 3.9. [...]... bắc dải hội tụ Hình 3.10 Màn mây dải hội tụ nhiệt đới ngày 31/7/20 05 3.3 SÓNG ĐÔNG Sóng đông là nhiễu động sóng trong đới gió đông, di chuyển từ đông sang tây Sóng đông tạo nên khu vực thời tiết tốt ở phần đầu sóng theo hướng di chuyển (phần phía tây sóng) và khu vực thời tiết xấu với mây tích và mây vũ tích cho mưa rào ở phần đuôi sóng (Phần phía đông sóng) Trên trường áp ban đầu trong đới gió đông ở... nhiệt Tây Thái Bình Dương Từ hình 3.11, ta thấy sóng đông lan tới mực 50 0mb phát triển thành bão nằm sát ngay phía nam trong đới tín phong của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương Trường hợp này xảy ra không ít lần ở Tây Bắc Thái Bình Dương Ở phần phía bắc của bão, gradien khí áp tăng lên rõ rệt làm tăng tốc độ của tín phong Riehl (1 954 ) lần đầu tiên phát hiện sóng đông ở miền biển Caraip Ông đã minh... tây qua Bắc Bộ tới phía đông Philippine Trên ảnh mây vệ tinh ngày 31/7/20 05 (Hình 3.10) ta thấy rõ xoáy mây bão gần tròn bao phủ Bắc Bộ, Bắc Trung Bộ và vịnh Bắc Bộ Khối mây trên áp thấp nhiệt đới cấu tạo bởi các dải mây lớn xoáy vào tâm ở phía đông Philippine Trên hình 3.9 cũng biểu diễn các véc tơ gió từ tầng thấp đến tầng giữa khí quyển nhờ phân tích sự di chuyển của các đám mây ở các mực này Ta có . Khí tượng học synốp( Phần nhiệt đới) NXB Đại học quốc gia Hà Nội 2006. Từ khoá: Nhiễu động, miền nhiệt đới, tín phong,. nhân thứ hai là do hoàn lưu của xoáy nghịch ở phần phía đông áp cao dòng khí mặt đất đi từ miền ôn đới lạnh hơn tới phía d ưới không khí nhiệt 5 đới nóng hơn. Chính vì vậy phía đông áp. định thời tiết trên các vùng biển nhiệt đới và một phần các lục địa kế cận. 3.1.1 Đặc điểm cơ bản Tín phong là dòng khí ổn định thổi từ phần hướng về phía xích đạo của cao áp cận nhiệt. Trên