Chuong 7: Hoàn lưu khí quyển

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... Hai đớ i gió này là hai đớ i tín phong.[r]

Khí hậu khí tượng đại cương

NXB Đại học quốc gia Hà Nội 2007 Tr 167 – 206

Từ khố: Hồn lưu khí quyển, đới khí áp, đới gió mặt đất, front khí hậu học

Tài liệu Thư viện điện tử ĐH Khoa học Tự nhiên sử dụng cho mục đích học tập nghiên cứu cá nhân Nghiêm cấm hình thức chép, in ấn phục vụ mục đích khác khơng chấp thuận nhà xuất tác giả

Mục lục

Chương HỒN LƯU KHÍ QUYỂN

7.1 KHÁI NIỆM CƠ BẢN

7.1.1 Đới khí áp đới gió mặt đất

7.1.2 Đới khí áp đới gió cao

7.2 NHỮNG TRUNG TÂM HOẠT ĐỘNG VÀ FRONT KHÍ QUYỂN

7.2.1 Những trung tâm hoạt động

7.2.2 Các front khí hậu học

7.3 HỒN LƯU Ở MIỀN NGOẠI NHIỆT ĐỚI 10

7.3.1 Hoạt động xoáy thuận ngoại nhiệt đới 11

7.3.2 Cấu tạo hệ thống thời tiết xoáy thuận front 14

7.3.3 Xoáy nghịch front 16

7.4 TÍN PHONG 17

7.5 GIĨ MÙA 18

7.5.1 Gió mùa mùa đơng 19

7.5.2 Gió mùa mùa hè 24

7.6 DẢI HỘI TỤ NHIỆT ĐỚI 26

7.6.1 Định nghĩa, cấu trúc 26

7.6.2 Sự dịch chuyển dải hội tụ nhiệt đới 29

7.7 SĨNG ĐƠNG 30

7.8 ÁP THẤP NHIỆT ĐỚI VÀ BÃO 31

7.8.1 Khái niệm chung phân loại áp thấp bão 31

Chương 7. Hoàn lưu khí quyển

7.8.2 Những điều kiện hình thành bão 33

7.8.3 Quỹđạo bão 34

7.8.4 Hoạt động bão Việt Nam Biển Đông 34

7.9 EL NINO VÀ LA NINA 35

7.10 GIÓ ĐỊA PHƯƠNG 39

7.10.1 Gió đất – biển 39

7.10.2 Gió núi – thung lũng 41

Chương

HỒN LƯU KHÍ QUYỂN 7.1 KHÁI NIỆM CƠ BẢN

Hệ thống dịng khơng khí Trái Đất quy mô lục địa đại dương gọi hồn lưu chung khí Người ta phân biệt hồn lưu chung khí với hồn lưu địa phương Brigiơ (gió đất – biển) miền bờ biển, gió núi thung lũng, gió băng loại gió khác Các hồn lưu địa phương số khu vực có trùng hướng với dịng hoàn lưu chung

Các đồ thời tiết hàng ngày cho thấy rõ phân bố dòng hoàn lưu chung phạm vi lớn Trái Đất thời điểm biến đổi không ngừng phân bố Sựđa dạng hồn lưu chung khí chủ yếu khí thường xun xuất sóng xoáy lớn phát triển chuyển động khác Đó hình thành nhiễu động khí – xoáy thuận xoáy nghịch nét đặc trưng hồn lưu chung khí Song chuyển động khí đa dạng phức tạp biến

đổi khơng ngừng trường áp trường gió tìm sốđặc tính lặp lại từ năm qua năm khác Những đặc tính phát nhờ phương pháp trung bình thống kê, nhiễu động hàng năm hồn lưu nhiều san

7.1.1 Đới khí áp đới gió mặt đất

Để hình dung phân bố khí áp theo đới người ta thường xác định giá trị khí áp theo vịng cung vĩ tuyến dãy số liệu trung bình nhiều năm khí áp trạm khí hậu vĩ tuyến bản:

Vĩđộ 80oN 60 30 10 10 30 60 80oS

Khí áp (mb) 1014 1012 1019 1012 1010 1012 1018 989 991

Hướng gió NE SW NE ENE ESE SE NW SE

Nếu coi Trái Đất hành tinh, nghĩa coi khơng có phân biệt lục địa biển ta có đới khí áp đới gió hành tinh minh họa hình 7.1 Dịng hướng gió thịnh hành mặt đất đới vĩđộđã dẫn Cần lưu ý, ởđây chưa loại trừ thành phần kinh hướng

quay Trái Đất) phía phải chuyển động Bắc Bán Cầu phía trái chuyển động

Nam Bán Cầu

Hình 7.1

Các đới gió đới khí áp hành tinh mặt đất

Từ rìa hướng phía cực áp cao cận nhiệt khơng khí nhiệt đới thổi miền ơn đới cịn khơng khí lạnh khơ miền ôn đới thổi phía cận nhiệt nhiệt đới Từ áp cao cực phía miền ơn đới gió đơng bắc Bắc Cực đơng nam Nam Cực

Ở miền vĩđộ trung bình, hệ thống front băng dương front cực hoạt động mạnh (đường sóng hình 7.1) Phía bắc front khối khí cực băng dương lạnh xâm nhập sâu phía nam Phía nam front cực dịng khí nóng ẩm di chuyển phía cực nâng từ từ lên cao tạo hệ thống mây mưa gần front nơi thịnh hành bình lưu khơng khí theo chiều ngang

Đới gió mặt đất liên quan với vịng hồn lưu theo chiều thẳng đứng (Hình 7.1)

Ở miền nhiệt đới bán cầu vịng hồn lưu Hadley, vịng hồn lưu cấu thành nhánh phía tín phong thổi từ hai trung tâm cao áp cận nhiệt (30o) phía xích đạo, đưa khơng khí nóng từ miền cận nhiệt phía xích đạo hội tụ vào dải áp thấp xích

đạo bốc lên cao dải mây tích Nhánh dịng khí cao thổi từ xích đạo phía cận nhiệt phản tín phong Khi tới vĩ độ 30o hai bán cầu nhánh dịng khí cao giáng xuống tạo thành dịng hồn lưu khép kín

ơn đới xâm nhập xuống miền cận nhiệt nhiệt đới Đây khu vực thịnh hành chuyển

động bình lưu vịng hồn lưu Ferrel

7.1.2 Đới khí áp đới gió cao

Trên cao, phân bố khí áp đơn giản nhiều so với mặt đất: cực áp thấp hành tinh có tâm cực với đới gió tây dịng xiết gió tây miền vĩđộ trung bình rìa áp thấp Ở

phần rìa hướng phía xích đạo áp thấp hành tinh cao áp cao cận nhiệt kéo dài theo vĩ tuyến với dòng khí hướng đơng miền nhiệt đới phía hướng xích đạo áp cao liên quan với dịng xiết gió đơng (Hình 7.9) Ở phần rìa hướng phía cực dịng gió tây cận nhiệt với dòng xiết cận nhiệt đới nằm gần đỉnh tầng đối lưu nhiệt đới Hai dòng xiết, dòng xiết cận nhiệt (SJ: Subtropical Jet Stream) nằm nơi đứt đoạn đỉnh tầng đối lưu nhiệt đới, kết hội tụ đới gió tây cao miền ơn đới đới gió tây nam rìa phía bắc cao áp cận nhiệt Dịng xiết mạnh dòng xiết cực (PJ: Polar Jet Stream) dòng xiết đới gió tây rìa hướng phía xích đạo xốy thuận hành tinh Trên cao, dịng xiết mạnh mở rộng Hai dòng xiết nguồn dự trữ lượng cho xốy nhỏ mặt đất

Tình hình nói khơng xảy vĩđộ thấp Điều khí áp cao phần tầng đối lưu khơng phải xích đạo Đới cao áp cận nhiệt theo chiều cao xê dịch

phía xích đạo, song trục phần tầng đối lưu nằm xa xích đạo Từ ta thấy đới hẹp gần xích đạo, chủ yếu nằm bán cầu mùa hè, gradien khí áp kinh hướng

phần tầng đối lưu hướng phía xích đạo Điều có nghĩa là, đây, phần tầng đối lưu phần tầng bình lưu gió đơng chiếm ưu

Vào mùa hè tầng bình lưu, phân bố trung bình nhiệt độ theo kinh tuyến ngược với phân bố nhiệt độở tầng đối lưu Tầng bình lưu cực nóng tầng bình lưu miền nhiệt đới nhiều Bắt đầu từ mực 12 – 14km nhiệt độ thấp quan sát thấy xích đạo, nhiệt cao cực Vì vậy, gradien khí áp kinh hướng tầng bình lưu mùa hè theo chiều cao đổi sang hướng từ cực phía xích đạo Song biến đổi không bắt đầu từ đỉnh tầng đối lưu Ban đầu, gradien khí áp kinh hướng yếu ảnh hưởng gradien nhiệt độđã đổi hướng chỉởđộ cao 18 – 20km có hướng ngược lại Xốy nghịch cực xuất hình thành gió đơng thịnh hành mực cao 20km Trên bán cầu mùa hạ tượng có tên quay gió tầng bình lưu Sự phân bố nhiệt độ tầng bình lưu vào mùa đơng phức tạp vào mùa hè Mùa

đơng tầng bình lưu cực gần lạnh tầng bình lưu miền nhiệt đới Thực ra, từ xích

7.2 NHỮNG TRUNG TÂM HOẠT ĐỘNG VÀ FRONT KHÍ QUYỂN

Sự hình thành biến đổi thời tiết chịu ảnh hưởng lớn hoạt động xoáy thuận (khu áp thấp) xoáy nghịch (khu áp cao) Và đặc trưng khí hậu khu vực định chịu ảnh hưởng lớn trung tâm áp cao áp thấp (còn gọi trung tâm hoạt động khí quyển, thể đồ khí hậu học phân bố khí áp)

7.2.1 Những trung tâm hoạt động

Sự có mặt trung tâm hoạt động đồ trung bình nhiều năm xét khơng có nghĩa nơi Trái Đất quanh năm hay suốt mùa tồn xoáy thuận xoáy nghịch ổn định Thực tế xoáy thuận xoáy nghịch khí di chuyển tương đối nhanh Những đồ khí hậu cho phép kết luận số nơi Trái Đất, xoáy thuận chiếm ưu so với xốy nghịch ởđó đồ thường thấy trung tâm hoạt động với khí áp thấp (chẳng hạn khu áp thấp Island Bắc Đại Tây Dương) Ngược lại, nơi khác, xoáy nghịch thấy thường xuyên xoáy thuận đồở nơi có trung tâm hoạt động với khí áp cao

Hình 7.2

Trường áp hệ thống dịng khí mặt đất Tháng Đường đẳng áp (đường liền); Đường chí tuyến bắc chí tuyến nam, ranh giới vịng cung cực (đường gạch) – Front Băng Dương; – Front cực; – Front tín phong hay đoạn front cực miền cận nhiệt nhiệt đới

Về hai phía dải áp thấp xích đạo dải cao áp cận nhiệt, song dải cao áp thường phân thành xoáy nghịch cận nhiệt đới riêng biệt với đường đẳng áp khép kín Những xoáy nghịch biểu đặc biệt rõ ba đại dương Nam Bán Cầu (các trung tâm 30 – 35oN với khí áp lớn 1020mb); cịn lục địa nóng biển, chúng thay khu vực áp thấp Ở Bắc Bán Cầu, xoáy nghịch cận nhiệt đới thường thấy Đại Tây Dương Thái Bình Dương với đường đẳng áp khép kín 1020mb), trục chúng nằm vĩ tuyến 30 – 35oN Trên Đại Tây Dương cao áp

Aso, bắc Thái Bình Dương xoáy nghịch HaWaii hay thường gọi cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình Dương Mùa đơng, lục địa miền ôn đới lạnh nhiều so với đại dương nên ởđây hình thành cao áp lạnh mặt đất, cao áp Bắc Mỹ cao áp châu Á Cao áp châu Á mùa đơng cịn gọi cao áp Sibêri, thống trị phạm vi rộng lớn từĐông Âu tới Biển

Đông, từ dun hải phía bắc Đơng Á tới miền nam Trung Quốc với sống cao áp lấn tới Đông Dương có cường độ mạnh Trái Đất (khí áp vùng trung tâm cao áp Mơng Cổ có giá trị trung bình 1036mb, đồ synơp hàng ngày lên tới 1050 – 1080mb) Cao áp châu Á hình thành khơng ngun nhân nhiệt lực mà bổ sung cao áp kết thúc từ chuỗi xoáy thuận front Băng Dương front cực Chính vậy, cao áp lạnh mở rộng phạm vi tăng cường sau thu hẹp giảm yếu

Các cao áp cận nhiệt cao áp nóng tầm cao lan đến mực 200mb với trục nghiêng

phía khu vực có nhiệt độ cao Trên đồ tháng (Hình 7.3), cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình Dương chia thành số trung tâm áp cao Trên cao, từ mực 500mb trở lên áp cao chia thành ba trung tâm, hai biển nằm phía cao nguyên Tibet, áp cao nằm phía áp thấp Nam Á

Ở miền ôn đới miền cận cực Nam Bán Cầu phía nam dải áp cao cận nhiệt đới dải áp thấp liên tục, có trung tâm riêng biệt Ở vĩ độ tương tự

thuộc Bắc Bán Cầu có khu vực áp thấp đại dương Island Bắc Đại Tây Dương Aleut bắc Thái Bình Dương với khí áp trung tâm thấp 1000mb Trên lục địa châu Á, khu vực Bắc Mỹ áp cao mùa đông nhắc đến áp cao Canada với khí áp tâm lớn 1020mb

Ở miền cực, khí áp cao so với miền cận cực Khu cao áp lục địa châu Nam Cực xoáy nghịch châu Nam Cực, biểu đặc biệt rõ Ở Bắc Bán Cầu khí áp cao miền ơn đới chênh lệch khí áp khơng lớn Trên Greenland có đường đẳng áp khép kín với trị số

1000mb, giới hạn khu vực có khí áp tương đối cao

Hình 7.3

Trường áp hệ thống dịng khí mặt đất Tháng (Ký hiệu hình 7.2)

Các dải cao áp miền cận nhiệt đới biểu rõ Nam Bán Cầu vào tháng (mùa đông) Các xoáy nghịch cận nhiệt miền nhiệt đới cận nhiệt khơng bao trùm ba đại dương mà cịn lan lục địa lạnh Mùa hè Bắc Bán Cầu, xoáy nghịch mặt đất thấy hai đại dương Trên đồ ta thấy rõ trung tâm phía bắc so với vị trí vào mùa đơng có cường độ lớn Ngược lại với tháng 1, lục địa miền cận nhiệt khí áp giảm

Ở vĩđộ cao hơn, khí áp cịn thấp Như vậy, miền ôn đới cận cực Bắc Bán Cầu, khu vực áp thấp địa phương (nông nhiều so với khu vực áp thấp đại dương vào mùa đông) khu vực áp thấp lục địa tạo nên dải áp thấp cận cực liên tục bao quanh bán cầu Ở phía bắc dải áp thấp khí áp tăng tăng

Ở Nam Bán Cầu vào tháng tháng thường phân biệt dải thấp áp cận cực xoáy nghịch lục địa châu Nam Cực

Tóm lại, tính địa đới phân bố khí áp thường bị phá vỡ khí áp lục địa vào mùa đông tăng, vào mùa hè giảm Mùa đông, lục địa khí áp tăng cao chí

miền ơn đới miền cận cực (nơi khí áp nói chung thấp) Mùa hè, lục địa khí áp giảm, chí miền cận nhiệt (nơi khí áp nói chung cao)

Trước có giả thiết cho miền cực, xoáy nghịch cố định hay chiếm

ưu so với xoáy thuận đến mức đồ trung bình nhiều năm tồn trung tâm hoạt động tương đối mạnh với khí áp cao – xốy nghịch cực Hiện nay, kết thống kê trường áp cho thấy rõ Bắc Cực, thịnh hành xốy nghịch so với xốy thuận nhỏ, đồ trung bình nhiều năm xốy nghịch Bắc Cực không biểu rõ

châu Nam Cực (cũng Island, Greenland) với nhiệt độ bề mặt băng thấp nên việc đưa khí áp mực biển dẫn tới kết so sánh với giá trị khí áp mực biển đại dương vùng đất thấp Trên đồ trung bình hàng tháng mực 700mb, xốy nghịch vùng phía đông châu Nam Cực tồn quanh năm

7.2.2 Các front khí hậu học

Như ta biết khơng khí tầng đối lưu ln phân chia thành khối khí ngăn cách front khí Vị trí trung bình nhiều năm front vào mùa khác front khí hậu học Có thể xác định chúng đồ trung bình nhiều năm tương tự xác định trung tâm hoạt động khí Thực tế, hàng ngày vị trí số

lượng front khác biệt nhiều so với phân bố trung bình nhiều năm Front thường xuyên xuất hiện, di chuyển tan hoạt động xoáy thuận

Vào tháng đồ trung bình Bắc Bán Cầu (Hình 7.2) có hai nhánh front Bắc Băng Dương hay nói cách khác hai front Bắc Băng Dương: miền bắc Đại Tây Dương miền bắc lục địa Âu Á, miền bắc lục địa Bắc Mỹ quần đảo Bắc Băng Dương Trong trường hợp front có vị trí khác biệt nhiều so với vị trí trung bình Front Bắc Băng Dương di chuyển liên tục có xốy thuận xốy nghịch xuất chúng với xâm nhập khơng khí băng dương chúng xâm nhập phía miền vĩđộ thấp

Ở vĩđộ thấp hơn, 30oN 50oN ta thấy dãy front cực phân cách khu vực thịnh hành khối khí ôn đới với khu vực thịnh hành khối khí nhiệt đới Front cực qua Đại Tây Dương theo rìa phía bắc vùng áp thấp Island Ở châu Á front cực nằm gần dọc theo giới hạn phía bắc cao nguyên Tibet hai front Thái Bình Dương có nhánh front cực vịng qua Bắc Việt Nam tới miền Đơng Á với chuỗi xốy thuận Đài Loan, Nhật Bản xoáy thuận trung tâm Aliut front miền nam nước Mỹ Vị trí trung bình front cực rõ giới hạn phía nam thịnh hành khối khí cực Trong trường hợp, front cực dĩ nhiên khơng nằm trùng vị trí trung bình nhiều năm Những đoạn đứt front Bắc Băng Dương front cực đồ cho ta thấy khu vực khơng khí xâm nhập xuống vĩđộ thấp hay lên vĩđộ cao với tần suất lớn, ởđây front cực bị mờđi

Tương tự, Nam Bán Cầu có front Nam Băng Dương (khơng có đồ) bốn front cực vĩđộ 40 – 50o đại dương

Ở miền nhiệt đới, dải hội tụ nhiệt đới dải hội tụ tín phong hai bán cầu, khơng có

khác biệt nhiệt độ rõ rệt nên coi front nhiệt đới quan niệm trước

vĩ tuyến 50oN Front cực Nam Bán Cầu tháng nhiều di chuyển phía xích đạo nằm

vĩđộ 30 – 40oS

Như vậy, Bắc Bán Cầu từ tháng đến tháng tất front khí hậu nhiều di chuyển phía cực, cịn từ tháng đến tháng di chuyển phía xích đạo, Nam Bán Cầu có di chuyển ngược lại so với Bắc Bán Cầu

Vị trí front đồ trung bình rõ ranh giới khu vực năm thịnh hành khối khí thuộc loại loại khu vực từ mùa đông sang mùa hè từ mùa hè sang mùa đơng khối khí thuộc loại địa lý thay khơng khí thuộc loại địa lý khác

Ta xét đồ phân bố trung bình nhiều năm khí áp dẫn mực biển vào tháng tháng (bản đồ 7.2 7.3)

7.3 HOÀN LƯU Ở MIỀN NGOẠI NHIỆT ĐỚI

Theo quan điểm địa lý, miền ngoại nhiệt đới miền nằm ngồi hai chí tuyến 23o30 bán cầu Miền nhiệt đới phần lại Trái Đất hai phía xích đạo kể miền xích

đạo

Như trình bày, miền ngoại nhiệt đới thịnh hành vận chuyển hướng tây khơng khí Điều biểu rõ nét phần tầng đối lưu Song dịng khơng khí ởđây biến đổi thường xuyên nhanh hoạt động xoáy thuận, vận chuyển hướng tây chiếm ưu kết thống kê tác động tổng hợp nhiễu động khí xuất miền

Đặc điểm chủ yếu hồn lưu khí miền ngoại nhiệt đới đặc biệt miền ôn

đới hoạt động mạnh mẽ xoáy thuận

Người ta gọi hoạt động xoáy thuận xuất hiện, phát triển di chuyển thường xuyên nhiễu động khí qui mơ lớn với khí áp thấp khí áp cao – xốy thuận xốy nghịch Mọi dịng khơng khí có qui mơ lớn miền ngoại nhiệt đới liên quan với nhiễu động khí

Ta xét đặc điểm phân bố khí áp gió xốy thuận xoáy nghịch gần mặt đất cao Dĩ nhiên, điều kiện thực khí phức tạp sơđồ mà ta xét Chẳng hạn, đường đẳng áp xoáy thuận xoáy nghịch

ở phần khác xoáy thuận Tuy nhiên, nguyên lý trình bày áp dụng với xoáy thuận xoáy nghịch

7.3.1 Hoạt động của xoáy thuận ngoại nhiệt đới

Hàng năm, miền ngoại nhiệt đới thuộc bán cầu có đến trăm xốy thuận phát sinh Kích thước xốy thuận ngoại nhiệt đới lớn Xốy thuận phát triển mạnh có đường kính – nghìn km Ta thấy xốy thuận ảnh mây vệ tinh hình 7.4

Các đồ thời tiết (bản đồ synôp) cho thấy nhiễu động khí miền ngoại nhiệt đới phần lớn xuất front bản, nghĩa front ngăn khối khí ôn đới khối khí nhiệt đới hay khối khí băng dương khối khí ơn đới

Hình 7.4

Hai chuỗi xoáy thuận ngoại nhiệt đới khoảng (30oN, 100oE) (30oN, 100oE) phát triển ở vĩđộ 30oN Bão Susan (A) cơn bão rất

mạnh (typhoon) Rita (B), Phyllis (C) Tess (D) giai đoạn phát triển khác Trên ảnh vệ tinh ESSA chụp miền Tây Bắc Thái Bình Dương ngày 13/7/1972

Hình 7.5

Sự biến dạng theo ba chiều mặt front có nhiễu động sóng front (a), xốy thuận nhiễu động sóng đoạn front lạnh kéo dài sau áp thấp cố tù (b) với dịng khí lạnh (1) dịng khí nóng (2)

Những phần tử khí hai phía front tham gia vào chuyển động dao động lan truyền dọc theo front dạng sóng Trên front có chiều dài khoảng vài nghìn kilơmet thường xuất nhiều sóng di chuyển theo front thường từ tây sang đơng Dĩ nhiên mặt front đường front mặt đất chịu biến dạng hình sóng Ở số vùng – đỉnh sóng front di chuyển phía vĩđộ thấp Các dịng khí dọc theo front đặc tính vĩ hướng, lưới khơng khí lạnh khơng khí nóng xuất

Hình.7.6

Các giai đoạn phát triển xoáy thuận front ngoại nhiệt đới – Tâm áp thấp – Dịng xiết ; – Khơng khí lạnh – Khơng khí nóng

Trên hình 7.6a ta thấy sóng front khơng gian ba chiều phần đường front di chuyển phía khơng khí nóng front lạnh (đường cưa)

Đoạn front di chuyển phía khơng khí lạnh front nóng (đường nối nút hình trịn) Mặt front lạnh vồng lên khơng khí lạnh di chuyển nêm phía khơng khí nóng Cịn mặt front nóng bị kéo dài phía trước bị ép xuống Đoạn front di chuyển

phía khơng khí nóng front lạnh Nhiễu động front thường xảy trước dạng sóng hình 7.6b Cùng với nhiễu động sóng front ởđỉnh sóng khí áp giảm tạo nên xoáy thuận khơi sâu dần Trong giai đoạn đầu hình thành mây dạng sóng sơđồ trường mây front xốy thuận (Hình 7.6a,b)

Nếu điều kiện thuận lợi áp thấp tiếp tục khơi sâu, gió mạnh lên, front lạnh thường di chuyển nhanh front nóng nên khoảng cách đường front lạnh front nóng thu hẹp lại tạo khu nóng, khu vực nằm front nóng front lạnh Đó giai đoạn xốy thuận tiếp tục khơi sâu, phần front lạnh đuổi kịp nhập với front nóng tạo front cố tù Trong giai đoạn xốy thuận cố tù (Hình 7.7c), cường độ xốy thuận đạt cực đại; gió có tốc độ

mạnh nhất, khí áp tâm xốy thấp Tiếp tục phát triển, đoạn front cố tù kéo dài thêm uốn vịng ngược chiều kim đồng hồ theo chiều dịng khí xốy thuận Cùng với

giảm chênh lệch nhiệt độ theo chiều ngang giảm khơng khí nóng bịđẩy lên cao nằm khơng khí lạnh vùng trung tâm, áp thấp đầy lên, độ xoáy giảm yếu

(Hình 7.6d) Tiếp khu áp thấp dần biến hệ thống mây mưa giảm yếu, xoáy thuận tan dần

Trên front cực front băng dương đồng thời thấy – xốy thuận tạo thành chuỗi xốy, thơng thường phía đơng bắc xốy thuận nằm giai đoạn phát triển sau (giai đoạn cố tù) minh hoạ hình 7.7 ảnh mây vệ tinh hình 7.8 Giữa xốy thuận chuỗi, rãnh sóng front thường hình thành xốy nghịch trung gian, di chuyển với xoáy thuận thường chuyển lệch phía vĩđộ thấp Những xốy nghịch trung gian thường yếu biểu rõ

Thậm chí nhiều chúng khơng có đường đẳng áp khép kín mà thường lưỡi cao áp xốy nghịch cận nhiệt đới rộng lớn, vùng rìa xốy nghịch kết thúc front lạnh, phía sau front lạnh khơng khí lạnh xâm nhập vào miền nhiệt đới trường hợp cao áp Sibêri mang khơng khí lạnh khơ gây gió mùa đơng bắc miền Bắc Việt Nam Các xoáy thuận với xoáy nghịch trung gian xoáy nghịch kết thúc thường nằm phía tây nam thường tạo nên chuỗi xốy người ta thường gọi chuỗi xốy thuận(Hình 7.7, 7.8)

Hình 7.7

Mơ hình chuỗi xốy thuận ngoại nhiệt đới với bốn xốy thuận ởđỉnh sóng, ba xốy nghịch trung gian xoáy thuận xoáy nghịch kết thúc cuối chuỗi xoáy

Hình 7.8

Hệ thống mây chuỗi xốy thuận ngoại nhiệt đới với hai xốy thuận ởĐơng Á ảnh nhìn thấy tháng – 1981

Về phía bắc hay tây bắc chuỗi xốy thuận, khơng khí cực phát triển xốy nghịch mạnh có kích thước lớn gọi xoáy nghịch kết thúc đạt tới miền cận nhiệt Đến

đây, hoạt động chuỗi xoáy thuận ngừng lại

Chuỗi xốy đóng vai trị quan trọng vận chuyển khối khí lạnh khơ phía xích

đạo khơng khí nóng ẩm phía cực, bảo đảm cân nhiệt, ẩm khối lượng khối khí vĩđộ thơng qua q trình biến tính Khi xốy thuận phát triển mạnh front, khối khí front phân chia chúng di chuyển cách vị trí ban đầu xa khơng trở lại vị trí ban đầu

Ở phần xốy thuận chuỗi xốy, khơng khí cực lạnh thâm nhập sâu xuống vĩđộ thấp, mặt khác xoáy nghịch kết thúc tạo nên thâm nhập mạnh khơng khí cực vào miền cận nhiệt Khi khơng khí cực nóng lên mặt đất, chuyển

động xuống xoáy nghịch biến tính thành khơng khí nhiệt đới Khi xốy nghịch kết thúc trở thành xốy nghịch cận nhiệt tầm cao nóng

Hình 7.9

Sơđồ bốn chuỗi xốy thuận ngoại nhiệt đới hình thành phần trước rãnh cao xoáy thuận hành tinh mực tầng đối lưu (500mb, khoảng 5km) (đường liền – đường đẳng cao mực 500mb) Rìa xốy thuận hành tinh áp cao cận nhiệt Dòng xiết đới gió tây ơn đới rìa xốy thuận hành tinh

Ở rìa phía bắc áp cao cận nhiệt dịng xiết cận nhiệt đới, phía nam áp cao cận nhiệt dịng xiết gió đơng nhiệt đới

Đồng thời, khơng khí nhiệt đới di chuyển phía vĩđộ cao phần đầu xốy thuận

đang phát triển Thực ra, mặt đất, khơng khí nhiệt đới khơng thâm nhập sâu vào khu nóng Trong q trình chập front lạnh front nóng xốy thuận, khơng khí nhiệt đới bị đẩy khỏi mặt đất lên tầng cao tầng đối lưu, nhưđã nói Song cao, tiếp tục di chuyển phía vĩđộ cao thâm nhập đặc biệt sâu vào xoáy thuận trung tâm Khi khơng khí nhiệt đới lạnh cuối biến tính thành khối khí cực Thường chuỗi xốy hình thành phát triển phía đơng rãnh cao hệ thống sóng dài sơđồ minh hoạ hình 7.9

Xốy thuận ngoại nhiệt đới khu vực áp thấp, áp thấp tâm, phía ngồi rìa khí áp tăng, dịng khí thổi ngược chiều kim đồng hồ hội tụ vào tâm áp thấp

Xoáy thuận ngoại nhiệt đới hình thành hai khối khí: khối khí lạnh thường phía bắc khối khí nóng phía nam hệ thống front minh hoạ hình 7.10 Trên front lạnh nằm dọc theo rãnh phía nam đường xốy (tính theo hướng di chuyển từ tây sang đơng xốy thuận di chuyển phía khơng khí nóng) Front nóng nằm dọc theo rãnh phía đầu xốy di chuyển phía khơng khí lạnh Do khơng khí lạnh sau front lạnh có dạng nêm, nên di chuyển phía trước sẽđẩy khơng khí nóng lên cao tạo thành hệ thống mây dọc theo front lạnh với chiều ngang hệ thống mây khoảng 100 – 200 km Dạng mây minh hoạ

trên hình 5.17 Dọc theo front nóng khơng khí nóng bốc lên cao phía khơng khí lạnh tạo hệ thống mây hình rẻ quạt phía trước front nóng với hệ thống mây minh hoạ hình 5.18 Mặt cắt thẳng đứng qua front lạnh front nóng minh hoạở phần hình 7.10 Do front lạnh thường di chuyển nhanh nên có thểđuổi kịp chồng với front nóng tạo thành front phức hợp, thường gọi front cố tù với hệ thống mây phức hợp hai hệ thống mây

Hình 7.10

Mơ hình xốy thuận (J.Bjerknes, Solberger, 1921) Phần trên: xốy thuận với front lạnh front nóng mặt ngang Phần dưới: mặt cắt thẳng đứng theo đường IJ với hệ thống mây front Mũi tên từ tâm xoáy hướng di chuyển xoáy thuận

Các hệ thống mây cho mưa dầm Khi khơng khí nóng đủ ẩm hình thành dải mây vũ tích phía trước front nóng front lạnh cho mưa rào dông Hệ thống mây front lạnh miền Bắc Việt Nam có số đặc trưng riêng Do front lạnh ởđây nằm dọc theo rãnh khuất (rãnh có cánh rãnh thấp trục rãnh) ngồi rìa cao áp lạnh Đông Á (áp cao Sibêri), nên hệ thống mây thường mây tằng (St) cho mưa nhỏ Chỉ vào đầu cuối mùa đơng khơng khí trước front đủ nóng, ẩm front di chuyển nhanh gây tốc độ dịng thăng lớn nên tạo dải mây tích trước front cho mưa rào dơng

dịng dẫn đường có hướng đơng; xốy thuận chuyển động từ đơng sang tây cách bất thường

Tốc độ di chuyển xốy thuận nhỏ tốc độ dịng dẫn đường khoảng 25 – 35% Tính trung bình, tốc độ khoảng 30 – 40km/h Có trường hợp đại lượng đạt tới 80km/h hay Trong thời kỳ cuối cùng, xoáy thuận đầy lên, tốc độ di chuyển giảm, giảm đột ngột

Mặc dù tốc độ xốy thuận khơng lớn lắm, qua vài ngày xốy thuận

di chuyển khoảng cách đáng kể khoảng vài nghìn km biến đổi thời tiết đường

đi xốy thuận

Khi xốy thuận qua, gió mạnh lên hướng thay đổi Nếu rìa phía nam xốy thuận

đi qua vùng đó, gió thay đổi hướng từ hướng nam sang tây nam tây bắc

Nếu rìa phía bắc qua địa phương gió thay đổi từ hướng đơng nam sang hướng đơng

đơng bắc bắc Tóm lại, phần đầu (phía đơng) xốy thuận gió có thành phần hướng nam, phần (phía tây) gió có thành phần hướng bắc Sự dao động nhiệt độ xoáy thuận qua liên quan với tượng Sau khu vực xoáy thuận đặc trưng tăng lượng mây giáng thuỷ Phần đầu xốy thuận có giáng thuỷ dầm rơi từ đám mây chuyển động trượt lên cao front khép kín

Ở phần xốy thuận có giáng thuỷ rào rơi từ đám mây vũ tích đặc trưng cho front lạnh chủ yếu đặc trưng cho khối khí lạnh thâm nhập vào phần xốy thuận

phía vĩđộ thấp Ở phần phía nam xốy thuận đơi có giáng thuỷ phùn khối khí nóng Một chuỗi xốy thuận bao gồm xoáy thuận xen kẽ xoáy nghịch Cuối chuỗi xoáy xoáy nghịch kết thúc với xâm nhập lạnh phía vĩđộ thấp

Thường xoáy thuận ngoại nhiệt đới di chuyển từ tây sang đơng nên dựđốn dần tới xốy thuận theo giảm khí áp trước front nóng có thay khơng khí lạnh trước front nóng khơng khí nóng khu nóng theo đám mây xuất chân trời phía tây Đó đám mây ti nguồn gốc front chuyển động thành dải song song Do viễn cảnh, dải mây dường toả từđường chân trời Sau đám mây ti mây ti tằng, mây cao tằng dầy, cuối mây vũ tằng với mảnh mây vũ tích kèm theo Tiếp theo, phần xốy thuận, khí áp tăng, cịn mây có đặc tính biến đổi nhanh: mây tích mây vũ tích xen kẽ với khu vực quang mây

7.3.3 Xoáy nghịch front

Giữa xoáy thuận chuỗi xoáy thường xuyên xuất phát triển xoáy nghịch di động Kích thước tốc độ di chuyển xoáy nghịch gần xoáy thuận, song giai đoạn phát triển sau xoáy nghịch thường chuyển động tồn trạng thái lâu xoáy thuận Hướng di chuyển xoáy nghịch chủ yếu xác

xoáy nghịch vĩđộ cận nhiệt nhiệt đới Điều thể rõ dải cao áp cận nhiệt qua đồ phân bố khí áp trung bình nhiều năm Mùa đông, phát triển tập trung mạnh lên xoáy nghịch chiếm ưu lục địa lạnh miền ôn đới Hiện tượng thường xảy ởĐơng Á, nơi cao áp Sibêri có quy mô lớn Trái Đất kết trình phối hợp với tác động nhiệt lực bề mặt băng tuyết lạnh giá khu vực Đơng Bắc Á

Front hình thành rìa xốy nghịch, có đặc tính front lạnh Khi xốy nghịch phát triển, lớp khơng khí dầy giáng xuống dẫn tới nóng lên động học hình thành lớp nghịch nhiệt Khơng khí khơ xa trạng thái bão hồ dẫn tới hình thành thời tiết mây khơ phần trung tâm xoáy nghịch Chỉở lớp vào thời gian lạnh ngày năm phát sinh sương mù mây tầng thấp liên quan với q trình khơng khí lạnh mặt đất phát xạ Các đám mây tằng hình thành tầng cao phía tầng nghịch nhiệt Hệ thống mây tằng phủ kín bầu trời liên quan với front lạnh cho mưa vừa, mưa nhỏ Trong trường hợp front lạnh di chuyển nhanh, độ nghiêng front lớn khơng khí nóng trước front lạnh nóng ẩm, trước front lạnh hình thành dải mây vũ tích cho mưa rào dơng trường hợp front lạnh Bắc Việt Nam vào đầu cuối mùa đông

Ở vùng trung tâm xốy nghịch, gradien khí áp tốc độ gió nhỏ, nhiều gần mặt đất tốc độ gió khơng Song ngồi rìa xốy nghịch gió tương đối mạnh

7.4 TÍN PHONG

Ở miền nhiệt đới, đặc điểm khác biệt chếđộ xạ chếđộ nhiệt dẫn đến khác biệt đáng kể đặc điểm hoàn lưu so với miền ngoại nhiệt đới Trên hầu khắp miền nhiệt đới tia xạ mặt trời quanh năm chiếu thẳng góc với mặt đất tạo nên nhiệt cao đồng Chính vậy, miền nhiệt đới nguồn nhiệt, từđây nhiệt vận chuyển phía hai cực Mặt khác, sựđồng nhiệt dẫn tới đồng trường áp Gradien khí áp miền nhiệt đới – 2mb/100km, nửa gradien khí áp ngang miền ngoại nhiệt đới (3 – 5mb/100km), trừ trường hợp bão gradien khí áp ngang có thểđạt tới giá trị lớn 20mb/100km với tốc độ gió bão 100m/s Tiến gần tới xích đạo lực Coriolis nhỏ dần, thích ứng trường áp trường nhiệt giảm đến mức dùng hệ thức địa chuyển để tính tốc độ gió từ gradien khí áp

Với đặc điểm trên, hình thời tiết miền nhiệt đới có cấu trúc, ngun nhân hình thành nhưđặc điểm di chuyển, phát triển có phần khác biệt so với hệ thống thời tiết miền ngoại nhiệt đới Ở miền nhiệt đới, hệ thống thời tiết điển hình tín phong, gió mùa, dải hội tụ nhiệt đới bão, hệ thống thời tiết gây ảnh hưởng lớn thời tiết miền nhiệt đới

Ở miền nhiệt đới hệ thống gió có quy mơ lớn tín phong Tín phong dịng khí ổn

bình khơng tính đến hướng đạt tới – 8m/s Do phía đơng áp cao cận nhiệt (ở phía đơng đại dương) nghịch nhiệt tín phong hạ thấp bình lưu lạnh miền vĩđộ cao, mây tích bị ngăn chặn phát triển theo chiều cao Từ phía cực tây cao áp cận nhiệt dịng khí nóng thổi từ phía xích đạo phía vĩđộ cao nên tầng nghịch nhiệt nâng cao, mây tích phát triển theo chiều cao, xuyên thủng tầng nghịch nhiệt phát triển mạnh thành mây vũ tích cho mưa rào dơng

7.5 GIĨ MÙA

Theo Khrơmov: “Gió mùa chếđộ dịng khí hồn lưu chung khí phạm vi đáng kể bề mặt Trái Đất, nơi gió thịnh hành chuyển ngược hướng hay gần ngược hướng từ mùa đông sang mùa hè từ mùa hè sang mùa đông” Khrơmov đưa khái niệm góc gió mùa góc hướng gió thịnh hành mùa đơng mùa hè 120o – 180o Dựa vào tiêu chuẩn về tần suất gió thịnh hành chia thành: khu vực có xu thế

gió mùa với tần suất hướng gió thịnh hành < 40%, khu vực gió mùa với tần suất gió thịnh hành từ 40 – 60% khu vực gió mùa điển hình tần suất gió thịnh hành > 60%

Trên hình 7.11 phân vùng khu vực gió mùa giới Khromov (1957) khu vực gió mùa theo tiêu chuẩn tần suất chuyển đổi xoáy mặt đất Klein tiêu chuẩn tốc độ gió trung bình Ramage (1971)

Hình 7.11

Hình 7.12

Các vùng gió mùa khu vực gió mùa Châu Á (SEAM, WNPM, NAIM) hai vùng mưa ngoại nhiệt

đới Maiu Trung Quốc Baiu Nhật Bản Và TIBU cao nguyên Tây Tạng Vùng có độ cao 3000m tô sẫm (Matsumoto,1985)

Việt Nam nằm khu vực gió mùa Đơng Nam Á điển hình Trái Đất Gần

đây, theo số liệu sóng dài cực đại vào không gian vũ trụ theo tài liệu vệ tinh (OLRmax) Matsumôtô phân biệt khu vực gió mùa (Hình 7.12) Khu vực gió mùa Đông Nam Á (SEAM – Southeast Asia Monsoon) trải dài từ phần đông biển Ả Rập qua Ấn Độ, vịnh Bengal tới Đơng Dương, khu vực gió mùa Bắc Australia Indonesia (NAIM – North Australia – Indonesia Monsoon) kéo dài theo vĩ hướng từ Indonesia đến Biển San Hô dải giới hạn – 20oS Ranh giới SEAM NAIM gần xích đạo, khoảng đảo Sumatra Borneo Khu vực gió mùa Tây Bắc Thái Bình Dương (Western of North Pacific Monsoon – WNPM) nằm 120 – 150oE 10 – 20oN phân biệt với SEAM ranh giới Biển Đông

7.5.1 Gió mùa mùa đơng

Vào mùa đơng Việt Nam thịnh hành gió đơng bắc thổi đợt đưa khơng khí cực

đới biến tính lạnh khơ vào đầu mùa đơng khơng khí lạnh với độẩm tương đối lớn vào mùa đông thường xâm nhập từ phía đơng nam Trung Quốc vào Việt Nam Những đợt khơng khí lạnh cịn gọi sóng lạnh hay hàn triều gây rét đậm, rét hại, ngồi khơi vịnh Bắc Bộ gió mạnh lên cấp 6, cấp 7, biển động mạnh gây ảnh hưởng lớn đến sản xuất nông nghiệp hoạt động biển

7.5.1.1 Hình xâm nhập lạnh ởĐông Á

Trên đồ phân bố khí áp mặt đất tháng (Hình 7.13) tồn cao áp lạnh có quy mơ lớn Trái Đất với tâm khu vực Baical – Mông Cổ gọi áp cao Sibêri gọi áp cao lục địa hay áp cao lạnh Vùng trung tâm cao áp giới hạn đường

đẳng áp có giá trị 1035mb

Có thể thấy ba sống áp cao mở rộng ba phía từ trung tâm áp cao sống mở rộng sang phía tây, tới tận biển Caspiên Hắc Hải, sống thứ hai mở rộng phía cực bắc

Đông Á tới sát Bắc Băng Dương, sống thứ ba mở rộng phía đơng nam, tiến sâu vào miền nhiệt đới tới Đông Nam Á đường xâm nhập lạnh vào đông nam Trung Quốc Việt Nam Hai sống phía tây phía bắc hệ đợt xâm nhập lạnh trình cao áp lạnh vốn áp cao trung gian áp cao kết thúc chuỗi xoáy thuận front Băng Dương front cực phát triển phía tây Các áp cao di động gia nhập vào áp cao Sibêri làm tăng khối lượng khơng khí lạnh khu vực áp cao Sibêri khí áp vùng trung tâm tăng lên rõ rệt Trong q trình di chuyển phía nam khơng khí lạnh bị cao ngun Tibet chặn phía nam cịn áp thấp Alêut mở rộng phía tây nam chặn áp cao Sibêri phát triển phía đơng nên khơng khí lạnh xâm nhập xuống phía đông nam Sự

xâm nhập lạnh thể sống áp cao lạnh mở rộng phía hình 7.15

Khơng khí lạnh sau xâm nhập tới miền đông nam Trung Quốc vượt qua chướng ngại

địa hình dãy núi khu vực này, đáng kể dãy núi Nam Lĩnh có độ

Hình 7.13

Do xâm nhập khơng khí lạnh từ phía tây phía bắc áp cao Sibêri với áp cao tách từ front cực front Băng Dương ngày 24/12/2002 (theo hướng mũi tên) áp cao Sibêri tăng cường đồng thời áp thấp Alêut mở rộng phía tây nam (hình 7.13a) Ngày 25/12/2002 di động áp cao mở rộng sống áp cao phía đơng nam khơng khí lạnh xâm nhập vào miền đông nam Trung Quốc vào miền Bắc Việt Nam (hình 7.13b) Đến ngày 26/12/2002 xâm nhập lạnh đạt cường độ mạnh Ngày hôm sau phát xạ điều kiện trời quang nhiệt độ

cao trung bình 2000m, dừng lại ởđây – ngày với ranh giới phía nam front tĩnh Hoa Nam sau nhận bổ sung khơng khí lạnh phương bắc tới vượt qua dãy Nam Lĩnh xâm nhập xuống phía nam sau thời gian tới biên giới Việt Nam tỉnh phía Bắc Tiếp khơng khí lạnh di chuyển tới vùng đồng Bắc Bộ tỉnh Bắc Trung Bộ Đồng thời lên phía Việt Bắc tới Bắc Quang (Tuyên Quang) gây mưa mùa đông khu vực

Trên hình 7.14 minh hoạ biến đổi áp cao Sibêri có bổ sung khơng khí lạnh theo hành lang xâm nhập lạnh từ phía tây phía bắc Sau áp cao miền ngoại nhiệt đới gia nhập vào áp cao Sibêri áp cao co lại trung tâm áp tăng mở rộng sống áp cao phía đơng nam

Sau vượt biên giới phía bắc Việt Nam ta thấy chuỗi xoáy thuận, front nằm dọc theo dải áp thấp áp cao Sibêri áp cao cận nhiệt (có

chuỗi áp thấp đường đẳng áp khép kín

gọi dải áp thấp bị nén, rãnh ngang hay

“rãnh gió mùa mùa đơng”) để phân biệt với

rãnh gió mùa mùa hè phần kéo dài áp

thấp Nam Á phía bờ biển Đơng Á Biển Đơng Việt Nam Trên chuỗi xốy

thuận áp cao Sibêri đóng vai trị áp cao kết

thúc chuỗi xốy, phía đơng bắc

xoáy thuận front Đài Loan, Nhật Bản

cuối xoáy thuận Aleut nằm giai

đoạn cố tù (Hình 7.14) Front lạnh rìa áp cao

Sibêri nằm rãnh khuất rìa áp cao này, khu vực sinh front phía nam xốy nghịch Hệ đường

front lạnh nằm song song với đường đẳng áp

khi biên giới phía bắc Bắc Bộ Càng di

chuyển xuống phía nam front lạnh biến dạng dọc bờ biển khơng khí lạnh di chuyển nhanh cịn phần phía tây khơng khí lạnh bị dãy Hồng Liên Sơn ngăn chặn

front lạnh dường neo lại ởđây, phần phía đơng chuyển động chậm lại gặp dãy núi đảo Hải Nam Chính vậy, đường front lạnh mặt đất võng xuống dọc theo bờ biển Phía nam vĩđộ 15 – 16oN khơng khí lạnh biến tính nóng ẩm nhanh đường front lạnh mờ tan hẳn

Trên cao điều kiện thuận lợi cho xâm nhập lạnh hình thành hoàn lưu kinh hướng, rãnh châu Âu, sống Ural rãnh Đơng Á mơ hình 7.9 với biên độ lớn phần sóng dài lan truyền từ tây sang đông Kết không khí lạnh cao tràn từ bắc xuống nam Rãnh Đông Á nằm dọc theo bờ biển Đông Á sâu xâm nhập lạnh xuống phía nam mạnh Hơn rãnh sâu làm áp thấp Alêut phát triển mạnh phía tây nam ngăn chặn áp cao Sibêri phát triển phía đơng, đẩy khơng khí lạnh xuống phía nam mạnh

Hình 7.14

Áp cao Sibêri (áp cao lục địa) chuỗi xoáy thuận với áp thấp Đài Loan Nhật Bản áp thấp Alêut phát triển rộng sang phía tây nam tạo với áp cao Sibêri dải građien khí áp lớn nằm theo hướng tây bắc- đông nam, tạo điều kiện thuận lợi cho khơng khí cực đới biến tính thấp thâm nhập sâu xuống phía nam tới Bắc Việt Nam

7.5.1.2 Xâm nhập lạnh hệ thống thời tiết

Do di chuyển front lạnh rìa cao áp Sibêri khối khí cực đới biến tính

phía sau front lạnh thường gây nên giảm đột ngột nhiệt độ biến đổi thời tiết miền Bắc Việt Nam Bắc Trung Bộ vào mùa đông thể thay khơng khí nhiệt đới nóng ẩm phía trước front lạnh khối khí cực đới biến tính lạnh khơ phía sau front lạnh, gió chuyển hướng đơng bắc mạnh lên, độẩm giảm rõ rệt

Hình 7.15

Sơđồ mặt cắt thẳng đứng theo chiều bắc nam qua front lạnh Biển Đơng thời kỳ gió mùa đơng bắc Phần hình mơ tả mây tằng phía bắc 16°N mây tích gần 13°N, điều kiện thời tiết, gradien nhiệt độ theo chiều thẳng đứng Phần hình biểu diễn giá trị trung bình nhiệt độ mặt biển, nhiệt độ khơng khí điểm sương Đường chấm gạch giới hạn tầng nghịch nhiệt front (Atkinson,1971)

Các đợt xâm nhập lạnh thường gây nên giảm nhiệt độ lớn Chính đợt xâm nhập lạnh số tỉnh miền núi phía bắc nhiệt độ giảm 0°C cho tuyết Sapa Lạng Sơn Các đợt gió mùa đơng bắc, đường đứt hay khơng khí lạnh tăng cường gây nên đợt rét đậm rét hại ảnh hưởng lớn đến hoạt động nông nghiệp đời sống

Khơng khí lạnh sau front lạnh di chuyển phía Việt Nam đẩy khơng khí nóng ẩm phía nam front lạnh lên cao phạm vi rộng lớn với chiều rộng 400 – 500km dọc theo front lạnh Do khơng khí lạnh bị chặn lại phía đơng cao ngun Tibet cao ngun Vân Q phía bắc dãy Hồng Liên Sơn Bắc Bộ nên mây tằng St di chuyển xuống phía nam front lạnh bị giới hạn phía tây ảnh mây vệ tinh (Hình 7.15) Trên hình 7.15 sơđồ mặt cắt thẳng đứng qua hệ thống mây tằng (St) front lạnh với độ rộng từ 24°N nơi khơng khí lạnh xâm nhập vào Bắc Việt Nam, hệ thống mây vũ tích khoảng 13°N, Nam Trung Bộ Nam Bộ đường tầng kết nhiệt cho thấy nghịch nhiệt front lạnh giảm yếu tan tới 15°N Các đường phân bố nhiệt độ cho thấy mức độ biến tính khơng khí lạnh di chuyển phía nam, ta thấy đường phân bố nhiệt độ mặt biển T0, nhiệt độ khơng khí Tdđều tăng Tới khoảng 15°N khó xác định đường front

Mây tằng St phía lớp nghịch nhiệt front, mực 850mb, hình thành khơng khí lạnh biến tính tăng ẩm nhiệt độ q trình trao đổi rối mặt biển với khơng khí cho mưa nhỏ, mưa phùn

Khi di chuyển đến Bắc Trung Bộ tác động dãy Trường Sơn phần khối khí cực đới biến tính, phần di chuyển phía đơng nam dạng gió hướng tây bắc, phần bịđẩy lên cao theo gió tây cao Trong mặt đất dịng khí thổi dọc sườn đơng Trường Sơn phía đơng nam (Hình 7.16) Chính vậy, tỉnh từĐồng Hới (Quảng Bình) tới Huế gió thịnh hành mặt đất khơng phải đơng bắc mà tây bắc Đặc

điểm hệ thống thời tiết tùy thuộc vào độ dầy lớp khơng khí lạnh thấp: lớp khí lạnh gió mùa đơng bắc đủ dầy sườn đơng Trường Sơn đón gió dịng khí thăng cưỡng địa hình tạo hệ thống mây kéo dài từđỉnh núi tới Biển Đơng, cho mưa (Hình 7.16) Trên sườn tây Trường Sơn khuất gió trời quang dịng giáng, có vệt mây Ac mây dạng luống chuyển động sóng ảnh hưởng địa hình Trường hợp thường xẩy từ tháng 10 đến tháng năm sau

Hình 7.16

Sơđồ mặt cắt đông – tây Biển Đơng thời kỳ gió mùa đơng bắc Gió đơng bắc bốc lên cao sườn đông Trường Sơn tạo mây St Sc mực 800mb gió tây bốc lên cao phía gió đơng bắc mặt đất tạo mây As

Vào tháng cuối mùa đơng lớp khí lạnh mỏng, di chuyển khơng khí lạnh xuống phía nam dịng thăng khơng mạnh, phía đơng Trường Sơn hình thành mây St mỏng, ranh giới không rõ, cách xa đỉnh núi duyên hải, tan vào buổi trưa mây thường trì phía bắc Hải Vân Buổi chiều mây tích vũ tích phát triển mạnh q trình đốt nóng mạnh khơng đồng mặt đất

Hình 7.17

Sơđồ mặt cắt theo vĩ tuyến 16oN qua Trường Sơn Biển Đông gió mùa đơng bắc dầy

7.5.1.3 Sự gián đoạn gió mùa mùa đơng

Sự ngừng (hay gián đoạn) gió mùa đông bắc cao áp Sibêri yếu phân tán thành nhiều trung tâm áp cao, khơng cịn xâm nhập khơng khí lạnh phía nam Trừ trường hợp chuyển động sóng ngắn đới gió tây làm khơng khí lạnh xâm nhập bổ

sung vào miền bắc Việt Nam Khi gió mùa ngừng miền Bắc xuất tín phong

đơng nam nóng ẩm Nhưng nam Việt Nam có gió mùa đơng bắc, đồng thời có tín phong đơng bắc Cần lưu ý hai dịng khí xuất phát từ hai miền khác Gió mùa đơng bắc từ cao áp Sibêri với cao áp cực Tín phong xuất phát từ cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình Dương nóng tầm cao, chất khác với khối khí cực đới biến tính lạnh khô từ Sibêri cao áp lạnh bao quát lớp khoảng – 2km sát mặt đất Tín phong gặp gió mùa đơng bắc nằm phía gió mùa đơng bắc (NierWolt, 1971) Tín phong đơng nam đem khơng khí nhiệt đới biển nóng ẩm vào vịnh Bắc Bộ miền Bắc Việt Nam Thời tiết khu vực dường trở mùa hè, nhiệt độ tăng cao, trời quang mây, đơi có mây tích thời tiết tốt

Trong thời kỳ ngừng gió mùa Biển Đông vùng phụ cận miền khí hậu phía bắc thường tạo điều kiện cho sương mù phát triển Khi áp cao lục địa suy yếu rìa tây nam áp cao có gradien khí áp nhỏ Ở thường hình thành trường khí áp mờ hay trường yên khí áp bất đối xứng, gió yếu Trong tháng tháng sương mù có tần suất lớn với hình vịnh Bắc Bộ vùng ven biển trường n khí áp mờở ngồi rìa tây nam cao áp biến tính lệch đơng Trên vịnh Bắc Bộ xuất đường đẳng áp theo hướng kinh tuyến tạo dịng khí đưa khơng khí nóng ẩm (nhiệt độ 19 – 20oC) từ phía đơng nam tới vùng ven biển Quảng Ninh Bắc Bộ lạnh (nhiệt độ 16 – 17oC) tạo điều kiện hình

thành sương mù bình lưu xáo trộn Khi gió mùa đơng bắc ngừng khơng khí lạnh xâm nhập sâu vào Việt Nam điều kiện trời quang, phát xạ mạnh có sương mù xạ

nhất vào tháng 12 tháng giêng Sương mù trường khí áp mờ phía tây nam cao áp biến tính, gradien khí áp khoảng 0,4 – 0,6 mb/km, gió yếu có hình thành trường n khí áp bất đối xứng Trong số trường hợp mây tầng thấp hình thành lớp nghịch nhiệt nén bị ép sát xuống đất tạo thành sương mù Khi gió mạnh (có tốc độ

gió Bạch Long Vĩ lên đến 10 m/s) sương mù lan toả rộng

7.5.2 Gió mùa mùa hè

thấp Nam Á có tâm Ấn Độ, Pakistan áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương Ở Việt Nam, thời tiết mùa hè quy định chiếm ưu hai trung tâm hoạt

động Vào đầu mùa hè đới xạ cực đại đới gió hành tinh dịch chuyển lên phía bắc tín phong đơng nam từ Nam Bán Cầu vượt qua xích đạo chuyển hướng thành gió mùa tây nam, thổi vào Đơng Nam Á

Dịng khí phối hợp với dịng khí hướng tây nam thổi từ phần phía nam áp thấp Nam Á tạo thành đới gió tây nam mặt đất hệ thống gió tây biểu rõ từ mực 850mb (1,5 km) đến mực 700mb (3 km) gió mùa mạnh lan tới độ cao km Vào đầu mùa hè, từ cuối tháng đến tháng (tuỳ theo gió mùa sớm hay muộn) áp thấp vịnh Bengal,

phận áp thấp Nam Á phát triển mạnh mở rộng sang phía đơng, đồng thời cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình Dương cao dịch chuyển sang phía đơng, gió mùa tràn tới Nam Bộ Tây Nguyên Do tác động nâng địa hình cao ngun dịng khí tây nam mang ẩm mưa rào bắt đầu sớm khu vực Đắc Nông, Bảo Lộc, Đà Lạt sau Nam Bộ Các tháng 6, 7, gió mùa tây nam lan tới miền bắc Việt Nam nam Trung Quốc Tháng mưa sớm

vùng khí hậu Tây Bắc, phía tây Hoàng Liên Sơn Áp thấp Vân Nam, Quý Châu mở rộng khơi sâu bao quát miền bắc Việt Nam vào đầu tháng đưa khơng khí nhiệt đới lục địa từ phía tây nam Trung Quốc gây thời tiết nóng khơ vùng đồng Bắc Bộ Vào tháng đầu mùa hè dải hội tụ nhiệt đới bão hoạt động mạnh Bắc Bộ quy định cực đại mưa Vào cuối mùa hè áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương di động xuống phía nam, dải hội tụ nhiệt đới bão hoạt động mạnh Bắc Trung Bộ (tháng 9) Nam Trung Bộ (tháng 10) gây cực đại mưa đỉnh lũ khu vực Do hoạt động dải hội tụ

nhiệt đới bão kéo dài đến cuối năm nên ởđây mùa mưa bịđẩy phía mùa đơng

Trong suốt mùa hè gió mùa mùa hè ln biến đổi cường độ phạm vi hoạt động Vào thời kỳ gió mùa mạnh (thời kỳ gió mùa tích cực) rãnh gió mùa áp thấp Nam Á mở

rộng phía đơng tới tận Biển Đơng có tới Philippine; áp thấp, dải hội tụ nhiệt đới bão hoạt động mạnh toàn khu vực Khi gió mùa yếu, rãnh gió mùa rút lui phía tây có tới tận Ấn Độ, hệ thống gió đơng từ áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương bao qt tồn khu vực Đơng Nam Á Biển Đơng Dịng giáng quy mơ vừa (100 – 200m) bao trùm khu vực hạn chế phát triển mây tích Thời tiết nắng, mây, mây tích địa phương hình thành hiệu ứng nâng địa hình sựđốt nóng khơng địa phương cho mưa rào rải rác có có dơng khan (dơng khơng cho mưa) Hệ thống mây thời kỳ gió mùa yếu gió mùa mạnh minh hoạ ảnh mây vệ tinh (Hình 7.18)

Hình 7.18

7.6 DẢI HỘI TỤ NHIỆT ĐỚI 7.6.1 Định nghĩa, cấu trúc

“Dải hội tụ nhiệt đới dải thời tiết xấu hình thành hội tụ tín phong hai bán cầu, tín phong bán cầu với tín phong bán cầu sau vượt xích đạo chuyển hướng tín phong bán cầu với đới gió tây xích đạo mở rộng” Cùng với định nghĩa dải hội tụ nhiệt đới, S.P Khromov đề xuất ba mơ hình dải hội tụ nhiệt đới (Hình 7.19), mơ hình gần minh hoạ đồ gió ảnh mây vệ tinh miền nhiệt đới

Cường độ dải hội tụ nhiệt đới biến đổi lớn theo mùa, theo năm theo khu vực địa lý Dải hội tụ nhiệt đới có dạng đơn có dạng kép Tuy nhiên, dạng kép dải hội tụ nhiệt đới yếu tốđặc trưng cho hồn lưu nhiệt đới quan trắc thấy dạng kép Về cấu trúc mây dải hội tụ nhiệt đới dải mây tích rộng kéo dài Tuy nhiên, cường độ phạm vi mây tích khơng đồng suốt dải hội tụ nhiệt đới Trong số trường hợp dải hội tụ nhiệt đới thấy rõ nhiễu động dạng sóng hay dạng xốy

Hình 7.19

Ba mơ hình dải hội tụ nhiệt đới : Gần sát xích đạo (Loại I); cách xa xích đạo tín phong bán cầu vượt xích đạo chuyển hướng thành gió mùa hội tụ hội tụ với tín phong bán cầu (Loại II); Tín phong hai bán cầu hội tụ với đới gió tây xích đạo mở rộng (Loại III) Khromov (1957)

Đôi thể rõ cấu trúc với hội tụ mực thấp phân kỳ mực cao với dòng thăng mạnh có tốc độ cực đại phần tầng đối lưu Hội tụở mực thấp chủ yếu hội tụ thành phần kinh hướng gió bán cầu xốy độđứt dịng khí nhánh hội tụ tín phong bán cầu hội tụ tín phong bán cầu với

Hình 7.20

Dải hội tụ nhiệt đới gần xích đạo (AWS Technical Report 215)

Trên ảnh mây vệ tinh thể rõ dải hội tụ nhiệt đới gần bao quanh Trái Đất với hay hai dải mây tích hay mây vũ tích có độ dầy khơng đồng (Hình 7.21) Trong phần lớn trường hợp chuỗi khối mây mạnh lên, có nhiễu động dạng xốy thuận quy mơ synơp di chuyển sang phía tây, với hội tụ mạnh mực thấp phân kỳ cao, với dòng thăng đạt tới cường độ cực đại phần tầng đối lưu gây mưa lớn

Hình 7.21

Dải hội tụ nhiệt đới nằm cách xa xích đạo phía bắc với chuỗi xốy, kết hội tụ tín phong Nam Bán Cầu vượt xích đạo chuyển hướng thành gió mùa tây nam hội tụ với tín phong đơng bắc Bắc Bán Cầu (AWS Technical Report 215)

Trên hình 7.20 hệ thống mây dải hội tụ nhiệt đới Đơng Thái Bình Dương vào tháng 1/1980, dải mây dải hội tụ nhiệt đới từ B đến C kéo dài kinh độ ảnh hồng ngoại mây lạnh Dọc theo dải đỉnh mây tích phát triển đến tầng tầng

đối lưu chủ yếu gần mực 700mb Những điều kiện khó xác định ảnh thị phổ

(ảnh VIS) ởđây có xu tạo nên dải mây dải mây hẹp phân tán khơng có đỉnh mây lạnh

Hình 7.22

Dải hội tụ nhiệt đới kép hai bên xích đạo tín phong hai bán cầu hội tụ với đới gió tây xích đạo mở

rộng Dải hội tụ nhiệt đới Nam Bán Cầu biểu rõ (AWS Technical Report 215)

Dải hội tụ nhiệt đới kép thực tế hình thành theo trình tự: dải mây Bắc Bán Cầu hình thành kéo dài – độ kinh, sau dải hội tụ nhiệt đới hình thành Nam Bán Cầu Sự hình thành dải hội tụ kép xẩy số khu vực Đó hội tụ đới gió tây xích đạo mở rộng với tín phong bán cầu mơ hình III Khromov (Hình 7.22)

Dải hội tụ nhiệt đới phía Nam Bán Cầu thường có tần suất hình thành lớn sống nhiệt nóng nhiệt độ mặt biển quan trắc từ – 10o vĩ Điều dịng khí từ đơng sang tây xích đạo 10o vĩ Hệ thống mây của dải hội tụ nhiệt đới mây tích

mây vũ tích biểu rõ đoạn, số trường hợp dải hội tụ nhiệt đới bao gồm ba bốn xoáy thuận với dạng mây xoắn hội tụ vào tâm rõ

Ở Việt Nam Biển Đông dải hội tụ nhiệt đới hình thành gió mùa tây nam tín phong đơng nam hay đơng thổi từ phần hướng phía xích đạo áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương Vào đầu mùa rãnh gió mùa mở rộng phía đơng bắc tới tận phía nam Trung Quốc nên rãnh gió mùa nằm phía bắc, thực tế tách rời khỏi dải hội tụ nhiệt đới Biển

Đơng rãnh xích đạo Tuy nhiên, vào cuối mùa hè rãnh gió mùa dịch chuyển xuống phía nam nên có nối liền thành dải với dải hội tụ nhiệt đới Biển Đông tạo dải hội tụ kéo dài từ Philippin vào sâu lục địa Nam Đơng Nam Á

Một hình thếđặc biệt có tương tác xâm nhập lạnh dải hội tụ nhiệt đới

cho đợt mưa lớn diện rộng kéo dài, điển hình hình từ ngày đến – 11 – 1999 gây lụt lội kéo dài Trong hình khơng khí lạnh xâm nhập vào Việt Nam gây tác

động thăng mạnh mẽđối với khơng khí nóng ẩm góp phần tăng cường dải mây tích dải hội tụ nhiệt đới phía nam vốn phát triển mạnh Phía nam dải hội tụ hệ thống gió tây nam mạnh phát triển tới độ cao km Ở phía bắc dải hội tụ khơng khí lạnh biến tính nâng lên sườn đơng Trường Sơn tạo mây, phía gió đơng mạnh từđộ cao km lan xuống hội tụ với gió mùa tây nam Kết hệ thống mây tích dải hội tụ nhiệt đới phát triển mạnh

Trong số trường hợp hay chí hai áp thấp dải hội tụ nhiệt đới

7.6.2 Sự dịch chuyển của dải hội tụ nhiệt đới

Khi gió mùa tây nam tiến đến vị trí khí hậu tháng suy yếu Trong đợt vị trí dải hội tụ nhiệt đới số ngày dao động khơng lớn khơng có lùi phía nam dải hội tụ nhiệt đới Có thể nói di chuyển dải hội tụ nhiệt đới lên phía bắc chủđộng tiến gió mùa tây nam giai đoạn phát triển

Hình 7.23

Vị trí trung bình dải hội tụ nhiệt đới khu vực Đông Dương Biển Đông xác định theo đường tần suất cao lưới 2x2 độ kinh vĩ

Theo mùa vị trí dải hội tụ nhiệt đới năm phụ thuộc vào nguyên nhân hình thành

đó chuyển đới gió hành tinh theo hướng bắc nam làm cho đới tín phong dịch chuyển theo Mặt khác, gắn với dải nhiệt độ mặt biển cực đại nên dải hội tụ nhiệt đới dịch chuyển theo đới có cường độ xạ cực đại

Trên hình 7.23 vị trí trung bình dải hội tụ nhiệt đới xác định theo trường áp trường gió lưới × 2o kinh vĩ Biển Đông Đông Dương từ tháng đến tháng 10

Tháng dải hội tụ nhiệt đới có hai phần: phần phía tây từ 1050N đến 1150N có thành phần kinh hướng rõ rệt liên quan với rãnh áp thấp kéo dài sang phía đơng từ áp thấp Nam Á; phần phía đơng có thành phần vĩ hướng

Tháng phần phía đơng dải hội tụ nhiệt đới dịch chuyển lên phía bắc với cao áp cận nhiệt Đến tháng cao áp cận nhiệt vị trí cao dải hội tụ nhiệt đới nằm vị trí cao năm, vắt qua Bắc Bộ

7.7 SĨNG ĐƠNG

Sóng đơng nhiễu động đới gió đơng Sóng đơng dịch chuyển chậm từ phía đơng phía tây, tạo nên khu vực thời tiết tốt phía đầu sóng (phía tây trục sóng khu vực tăng cường đối lưu gây nên thời tiết xấu ởđi sóng (phía đơng trục sóng) Riehl (1954) người

đầu tiên phát dịch chuyển nhiễu động với ảnh hưởng hoạt động

đối lưu độ dày lớp ẩm Trên hình 7.24 sơđồ trường đường dịng vào thời kỳ

sóng đơng qua Portorico nơi lần phát loại hình thời tiết

Hình 7.24

Sóng đơng Nam Bộ đồđường dịng đồ hình khí áp tuyệt đối AT500 (mực 5km) ngày 1618/12/2000 (b); ảnh mây vệ tinh ngày 17/12/2000 (a)

Nếu coi đầu sóng phía tây sóng phía đơng (theo hướng dịch chuyển từ đơng sang tây) đầu sóng tới biến áp âm, khí áp giảm, sau trục sống qua địa phương biến áp dương, khí áp tăng lên Theo hướng di động từđơng sang tây phía đầu sóng (phía tây) thời tiết tốt, phía sóng (phía đơng) thời tiết xấu Trên mơ hình sóng đơng với biên độ khoảng 15o kinh độ, tốc độ di chuyển sang phía tây 6m/s, trục sóng gió mặt đất yếu, lên cao khoảng 3000 – 6000m, tốc độ di chuyển lớn hơn, khác biệt khí áp sống rãnh khoảng mb Sóng đơng đơi quan trắc miền Bắc Việt Nam

miền Trung Nam Việt Nam thấy thường xuyên Mùa thu (tháng 9) sóng đơng hình thành rìa cao áp cận nhiệt có trục 25 – 27°N cao áp mạnh đới gió đơng có nhiễu

động sóng Tốc độ di chuyển sóng đơng Bắc Biển Đơng khoảng 20km/h

Trong tháng 12/2000 sóng đơng hoạt động ngày từ 16 – 18 gây lượng mưa lớn (200 – 300mm) Trên ảnh mây vệ tinh thị phổ hoạt động đối lưu mạnh thể khối mây tích gần trịn khơng tạo thành dải nên phân biệt với mây bão (Hình 7.24) Cần lưu ý đến tương tác với sóng đới gió tây ơn đới Khi gặp tốc độ di chuyển sóng giảm, biên độ sóng tăng

7.8 ÁP THẤP NHIỆT ĐỚI VÀ BÃO

7.8.1 Khái niệm chung phân loại áp thấp bão

“Bão – xoáy thuận nhiệt đới quy mô (khoảng 500 – 1000 km) khơng có front phát triển miền biển nhiệt đới hay cận nhiệt đới mực có hồn lưu xác định Bão yếu cịn

được gọi áp thấp nhiệt đới.”

Bão vùng gió xốy mạnh đưa khơng khí biển nóng ẩm hội tụ vào vùng trung tâm bốc lên cao cột xốy lớn với đường kính khoảng 1000 – 2000 km tạo hệ

thống mây gần trịn cho lượng mưa lớn Gió mạnh vùng gần trung tâm bão xa trung tâm tốc độ gió bão giảm Trong giai đoạn thục bão có mắt bão,

đó khu vực dịng giáng, quang mây, lặng gió với nhiệt độ cao khu vực ngồi mắt bão Dịng giáng mắt bão bù lại cho phần khí thành mắt bão theo dịng khí bốc lên cao mạnh phía ngồi thành mắt bão

Theo tốc độ gió mạnh gần trung tâm xốy Tổ chức khí tượng giới quy định phân loại xốy thuận nhiệt đới thành:

1/ Áp thấp nhiệt đới (Tropical depression): Xốy thuận nhiệt đới với hồn lưu mặt đất giới hạn hay số đường đẳng áp khép kín tốc độ gió lớn vùng trung tâm từ

10,8 – 17,1m/s

2/ Bão nhiệt đới (Tropical storm) Bão với đường đẳng áp khép kín tốc độ gió lớn vùng gần trung tâm từ 17,2 đến 24,4m/s

3/ Bão mạnh (Severe Tropical Storm): Bão với tốc độ gió lớn vùng gần trung tâm từ

24,5 – 32,6m/s

4/ Bão mạnh (Typhoon/Hurricane): Bão với tốc độ gió lớn vùng gần trung tâm từ

32,7m/s trở lên

Để dễ theo dõi bão đặt tên đánh số cho năm Ở Tây Thái Bình Dương Biển Đơng bão gọi Typhoon, miền biển Đại Tây Dương Caraip – Hurricane,

châu Úc gọi Vili Vili

Do nguồn lượng chủ yếu hình thành trì bão lượng phát sinh từ trình ngưng kết nước phạm vi rộng nên bão hình thành miền biển cận nhiệt hay biển nhiệt đới có nhiệt độ mặt biển cao bảo đảm bốc mạnh phạm vi đủ

Bão thường hình thành từ vùng áp thấp, liên quan với dải hội tụ nhiệt đới Trong điều kiện thuận lợi, vùng áp thấp khơi sâu, khí áp vùng trung tâm giảm xuống nhanh xuống 1000 mb, tạo nên gradien khí áp lớn, có tới 20 mb gây gió mạnh có 100 m/s Khi dịng khí bão xốy ngược chiều kim đồng hồ (ở Bắc Bán Cầu) chiều kim đồng hồ (ở Nam Bán Cầu) hội tụ vào khu vực trung tâm

trên hình 7.25 trái

Hình 7.25

Dịng khí bão máy tính mơ

Hình 7.26

Sơđồ mặt cắt thẳng đứng qua hệ thống mây mắt bão tương ứng với hướng di chuyển bão từ đông sang tây (mũi tên) – Ci :mây ti cao

Trung bình lớp gần mặt đất khoảng – 3km dịng khí hội tụ mạnh vào thành mắt bão Trong lớp từ – 7km dịng khí bốc lên cao, đồng thời quay ngược chiều kim đồng hồ Phía lớp dịng khí thổi từ tâm bão theo chiều kim đồng hồ hình 7.25 (trái) Sự hội tụ mạnh mẽ dịng khí đưa lượng khơng khí nóng ẩm lớn bốc mạnh lên cao, xoáy quanh vùng trung tâm tạo thành ống xốy lớn Phía bão dịng khí lan toả xung quanh theo chiều kim đồng hồ, giải phóng khối lượng khí tích tụở khu vực tâm để

bão khơi sâu thêm trì bão Nếu dịng hội tụở mặt đất mạnh dòng toả từ

trên cao bão đầy lên tan

khi thấy chấm đen khu vực mây hình trịn Đó mắt bão, khu vực với đường kính 30 – 40km có dịng khí giáng xuống bồi hồn cho phần khơng khí cuốntheo dịng khí bốc lên cao mạnh rìa phía ngồi thành mắt bão Chính mắt bão nhiệt độ cao lên, khu vực xung quanh mắt bão quang mây lặng gió, đơi nhìn thấy cánh chim bay bầu trời Tuy nhiên, biển khu vực mắt bão lại khu vực nguy hiểm gió thổi vào khu vực từ bốn phía, dồn sóng vào tạo khu vực giao thoa sóng, với sóng cao Bão gây mưa to, gió lớn đợt xung quanh mắt bão Bão thường gây mưa to gió lớn, đợt mưa bão trung bình cho lượng mưa tới 500 – 700mm gây lụt lội vùng rộng lớn Trên hình 7.26 mặt cắt thẳng đứng qua hệ thống mây bão Ta

thấy thành mây vũ tích bao quanh vùng trung tâm quanh mắt bão

Mùa bão kéo dài từ tháng đến tháng 11, tháng khác có bão với tần suất nhỏ, tháng bão tháng 1, tháng

Bão ảnh hưởng đến Việt Nam từ tháng đến tháng 12 Tháng nhiều bão ảnh hưởng cả, có khoảng cơn, tháng tháng 12, đến năm xảy lần, tháng từ 10 – 15 năm có lần, tháng 1,2 có bão

Hệ thống mây bão dải mây tích có thành mây gần thẳng đứng bao quanh mắt bão (Hình 7.26)

7.8.2 Những điều kiện hình thành bão

Bão thường hình thành trường hợp có phối hợp trường áp trường gió thấp cao vùng biển nhiệt đới

Theo Palmen (1956) có điều kiện để bão hình thành:

1/ Khu vực đại dương có diện tích đủ lớn với nhiệt độ mặt biển cao (từ 26 – 27oC)

tầng kết bão ổn định lớn đủ để nâng lớp khơng khí gần mặt đất lên cao đưa khơng khí tương đối ẩm nóng khí xung quanh lên cao, từ mực khoảng 1km (40.000 bộ) Nhiệt độ lớn bảo đảm bốc mạnh cung cấp lượng ngưng kết cho hệ thống bão

2/ Thơng số Coriolis có giá trịđủ lớn tạo xốy Bão thường hình thành đới giới hạn vĩđộ – 20ovĩhai bên xích đạo

3/ Dịng có chênh lệch tốc độ gió mực 1,5 12km nhỏ (dưới 3m/s) bảo đảm

tập trung ban đầu dòng ẩm vào khu vực bão

4/ Ngoài điều kiện mặt đất phải có nhiễu động ban đầu, thường áp thấp dải hội tụ nhiệt đới phần tầng đối lưu khu áp cao có dịng khí phân kỳ Trên Biển Đơng vào mùa bão điều kiện nói thoả mãn, cần có

7.8.3 Quỹđạo bão

Quỹđạo bão đường nối trung tâm bão liên thời gian Bão di chuyển theo nội lực bão lực tác động từ bên Những bão vừa bão yếu di chuyển theo dòng dẫn đường phía rìa cực tây áp cao cận nhiệt Chính quỹ đạo bão thường có dạng parabol nằm ngang với đỉnh hướng phía tây Tuy nhiên, số

trường hợp bão mạnh, nội lực bão lớn hay dòng dẫn đường biến đổi mạnh, quỹđạo bão có dạng ngoằn ngoèo, chí thắt nút nhiều lần bão WayNe năm 1986

Hình 7.2

Quỹ đạo bão IKE (1984) WAYNE (1980) bão năm 2003

7.8.4 Hoạt động của bão ở Việt Nam Biển Đông

Mùa bão kéo dài từ tháng đến cuối tháng 10 với tần suất bão cực đại vào tháng 8, 9, 10 Hàng năm trung bình có từ – bão áp thấp nhiệt đới ảnh hưởng đến nước ta Bão gây khu vực gió mạnh từ 17,2 m/s khu vực bán kính tới 200 km Các mực mưa bão trung bình cho lượng mưa 100 – 300mm gây lụt lội Khi hoạt động bão có phối hợp với hoạt động khơng khí lạnh vùng mưa lớn mở rộng phía bắc bão Sau bão tan cao tồn vùng áp thấp hay rãnh áp thấp tiếp tục gây mưa lớn tạo nên hình

thời tiết mưa lớn Gió bão đẩy nước vào bờ cao 5m, kết hợp với thuỷ triều lên cao Các bão mạnh gây tố lốc rìa phần phía trước, phía phải so với hướng di chuyển bão Trung bình vùng trung tâm bão khơng có sấm chớp chế trung hoà

điện chưa rõ

Trên hình 7.28 quỹđạo trung bình khí hậu bão từ Biển Đông đổ vào Việt Nam

Đầu mùa dịng dẫn đường rìa phía nam áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương nằm

bộ vào Nam Bộ Hoạt động phối hợp bão dải hội tụ nhiệt đới đóng vai trị quy định, tháng cực đại mưa Bắc Bộ (tháng 8), Bắc Trung Bộ (tháng 9) Nam Trung Bộ (tháng 10)

Hình 7.28

Quỹđạo trung bình qua tháng bão đổ từ biển Đông vào Việt Nam (đường liền) vị trí trung bình tháng dải hội tụ nhiệt

đới (đường đứt)

7.9 EL NINO VÀ LA NINA

EL Nino – Dao động nam (ENSO:El Nino Southern Oscillation) dị thường quy mô lớn hệ thống đại dương – khí với nhiễu động lớn dòng biển nhiệt độ mặt nước biển gây nên điều kiện dị thường khí mơi trường khu vực xích đạo, trước hết Thái Bình Dương

Bình thường, khu vực xích đạo miền đơng Thái Bình Duơng lạnh so với vị trí xích

đạo nó, chủ yếu tín phong đơng bắc Bắc Bán Cầu tín phong đông nam Nam Bán Cầu đưa nước biển lạnh từ hai cực tới miền đơng Thái Bình Dương tới sát miền duyên hải Nam Mỹ, có Chilê Pêru

Hình 7.29

Những thích ứng Thái Bình Dương khí tượng El Nino (Trenbert, 1991)

Trong miền trung tây Thái Bình Dương mặt nước biển lạnh, hình thành áp cao dị thường với dòng giáng hạn chế phát triển đối lưu mây mưa Hiện tượng El Nino ảnh hưởng đến quỹđạo bão: dòng xiết cận nhiệt mạnh nên quỹđạo bão có xu hướng di chuyển phía cực

Trong thời gian tín phong mạnh, dịng nước lạnh mạnh chảy từ cực hai phía xích đạo làm cho miền đơng Thái Bình Dương lạnh dị thường, xẩy tượng ngược lại so với tượng EL Nino, tuợng La Nina hay gọi pha lạnh ENSO Hiện tượng gây nên hạn nặng Nam Mỹ, mưa lớn, chí lụt lớn miền đơng châu Úc

Do tín phong mạnh, dịng nước lạnh từ miền cực phía xích đạo mạnh, mặt biển miền

đơng Thái Bình Dương lạnh dị thường, nước trồi mạnh, hình thành áp cao dị thường cản trở

dòng thăng đối lưu, hạn chế hình thành mây tích, thịnh hành mây dạng tầng, mưa Ở

miền tây Thái Bình Dương xẩy tượng ngược lại: nhiêt độ mặt nước biển cao, hình thành áp thấp dị thường mây mưa đối lưu tăng cường Bão có xu di chuyển vĩ hướng dòng xiết cận nhiệt yếu bình thường (chi tiết xem giáo trình Khí tượng synơp (phần nhiệt đới))

Trong thời kỳ La Nina tín phong mạnh bình thường, dịng nước lạnh từ hai cực chảy phía miền xích đạo mạnh gây tượng nước trồi mặt biển miền đơng Thái Bình Dương, đưa nước lạnh chất dinh dưỡng từ sâu lên mặt biển, hình thành áp cao với dịng giáng mưa bờđơng,sản lượng cá cao bình thường Cùng thời gian bờ

tây đại dương thịnh hành dòng thăng gây mưa nhiều, nguyên nhân trận lụt lớn

Ngoài tượng nước trồi biển cịn có thay đổi lớp tà nhiệt dịng biển khu vực xích đạo Bình thường tín phong đưa nước từ bờđơng đại dương sang bờ tây

Bình Dương (từ 40cm cịn 20cm), dịng biển chảy phía đơng Thái Bình Dương (Hình 7.29) Trong thời kỳ La Nina dịng chảy hướng phía xích đạo mạnh làm mực nước biển

miền tây Thái Bình Dương dâng lên mực bình thường 10cm

Hiện tượng ENSO liên quan chặt chẽ với hồn lưu khí theo chiều đơng tây miền xích đạo Hồn lưu J Walker phát năm 1924 nên gọi hoàn lưu Walker

Dấu hiệu ENSO thể dị thường phân bố nhiệt độ mặt biển dao động khí áp theo chiều đông tây gọi dao động nam, để phân biệt với dao động khí áp đơng bắc Đại Tây Dương bắc Thái Bình Dương

Chính vậy, người ta thường lấy hai thơng số làm tiêu định lượng nghiên cứu tượng ENSO Dao động khí áp gọi dao động nam để phân biệt với dao động khí áp khác dao động bắc Đại Tây Dương bắc Thái Bình Dương Sự biến đổi dao động nam dung lượng nhiệt biển vận chuyển vào khơng khí dạng biến đổi khí áp Kết xảy biến đổi phân bố khí áp ngang qua Thái Bình Dương theo chiều đông tây

Sự biến đổi cường độ hệ thống hồn lưu Walker định lượng hố số dao

động nam (SOI: Southern Oscillation Index) Chỉ số SOI tính theo cơng thức Troup (1965):

10

( )

T D T D T D

P P

SOI

P

Δ Δ

σ Δ− − −

−

= ×

Ở ΔPT D− – hiệu khí áp mực biển trung bình tháng hai trạm Tahiti Darwin; T D

P

Δ − – giá trị trung bình nhiều năm ΔPT D− ; σ Δ( PT D− ) – độ lệch chuẩn ΔPT D−

tháng tính SOI

Người ta tính SOI cho năm từ 1876 đến 2000 từ tháng đến tháng 10 hàng năm (Hình 7.30) Đại lượng SOI âm khí áp bờ đơng Thái Bình Dương nhỏ chuẩn tượng El Nino (Hình thành áp thấp dị thường) Đại lượng SOI lớn biểu thịđiều kiện La Nina (Hình thành áp cao dị thường) Diễn biến SOI năm từ 1077 đến 1996 cho thấy chu kỳ ENSO khoảng đến năm, tượng kéo dài từ đến năm (Hình 7.30)

Hình 7.30

Diễn biến số dao động nam Giá trị âm áp suất trạm Tahiti nhỏ áp suất trạm Darwin trùng hợp với thời gian xảy tượng ENSO (Climate Diagnostics Bullentin, CPC(1996))

Đến chất đích thực chế khởi đầu ENSO chưa rõ Trong toàn đặc điểm tượng ENSO phát triển, thời gian khởi đầu, độ kéo dài cường

độ ảnh hưởng khí hậu ENSO sáng tỏ Ảnh hưởng thể dạng hình chuẩn sai mưa nhiệt độổn định đợt ENSO

Hiện tượng ENSO năm 1983 ví dụ Tổng lượng mưa lớn trung bình Bắc Bán Cầu vào tháng có ENSO dọc theo bờ tây miền nhiệt đới Nam Mỹ, miền Nam Brazin miền trung Argentina nhưở vĩđộ cận nhiệt Bắc Mỹ Những điều kiện

ẩm chuẩn sai dương dẫn tới lũ lụt tăng cường xói mịn lởđất, tất tượng có tác hại lớn sản xuất nông nghiệp, hệ thống giao thông sống người

Hiện tượng ENSO gây ảnh hưởng đến biến đổi thời tiết miền xích

đạo Thái Bình Dương, dấu hiệu tượng thấy ởẤn Độ, châu Phi, châu Nam Cực Bắc Mỹ

Kết nghiên cứu gần cho thấy khởi đầu tượng ENSO ba ngun nhân: chu trình khí hậu hay dao động đại dương – khí quyển, động đất nước

miền đơng Thái Bình Dương dao động hoạt động Mặt Trời Trong ba nguyên nhân kể

trên hai ngun nhân sau liên quan với tượng ENSO, nguyên nhân chủ yếu dao động phức tạp động lực hệ thống đại dương – khí

Trenberth nghiên cứu mối liên quan phát xạ CO2 với tượng ENSO cho thấy

trong 20 năm gần lượng khí CO2 tăng lên, khí đại dương nóng lên,

7.10 GIĨ ĐỊA PHƯƠNG

Gió địa phương gió chỉđặc trưng cho khu vực địa lý định Chúng có nguồn gốc khác

Một là, gió địa phương biểu hồn lưu địa phương khơng phụ thuộc vào hồn lưu chung khí bao trùm lên Chẳng hạn gió đất – biển (gió đất – biển)

vùng ven biển hay vùng ven hồ lớn Sự khác biệt q trình đốt nóng miền bờ

và vùng chứa nước vào ban ngày ban đêm tạo nên hoàn lưu địa phương dọc theo đường bờ

biển Khi lớp gần mặt đất khí quyển, ban ngày gió thổi từ biển vào đất liền

được đốt nóng hơn, cịn ban đêm, ngược lại, gió thổi từđất liền lạnh ngồi biển Gió núi – thung lũng có đặc tính hồn lưu địa phương

Hai là, gió địa phương nhiễu động địa phương dịng hồn lưu chung khí ảnh hưởng địa hình địa phương

Địa hình địa phương làm cho gió mạnh lên số vùng đạt tới tốc

độ lớn tốc độ gió vùng xung quanh nhiều Những mạnh lên gió với hướng có tính chất địa phương thấy nhiều địa phương với tên khác

được coi gió địa phương Đơi dịng khơng khí qua bề mặt nóng khơ, chẳng hạn sa mạc hay ngược lại bề mặt bốc (mặt nước) mạnh làm cho gió địa phương có tính chất đặc biệt

Ba là, đơi người ta gọi gió mạnh hay gió có tính chất đặc biệt, mà thực chất chúng dịng hồn lưu chung số vùng gió địa phương Mức độ biểu đặc tính chúng khu vực địa lý hậu chế hồn lưu chung –

phân bốđịa lý q trình thời tiết Chẳng hạn Sirơcơ ởĐịa Trung Hải gió địa phương với ý nghĩa

7.10.1Gió đất – biển

Người ta gọi gió đất – biển gió miền bờ biển miền bờ hồ lớn có sựđổi hướng cách đột ngột khoảng thời gian ngày đêm Ban ngày, gió biển thổi lớp vài trăm mét (đơi 1km) phía đất liền, cịn ban đêm gió đất thổi từ miền bờ

ra biển hình 7.31 Tốc độ gió đất – biển khoảng – 5m/s vùng nhiệt đới lớn Gió

Hình 7.31

Sự xuất hồn lưu thẳng đứng gió đất – biển: Ban ngày (a) đất nóng mặt đẳng áp dãn theo chiều cao đất, hình thành vịng hồn lưu đưa gió biển thổi vào đất liền Ban đêm (b), ngược lại, mặt biển nóng tạo vịng hồn đưa gió từđất liền thổi biển

Khơng khí thổi theo hướng gradien Vì chuyển động phát triển thời gian ngắn nên lực lệch hướng quay Trái Đất cân với lực gradien khí áp, chuyển động khơng khí khơng ổn định không hướng theo mà cắt đường đẳng áp, nghĩa không song song với đường bờ biển mà có thành phần lớn hướng từ lục địa biển Dịng khơng khí hướng phía miền bờ biển làm cho khí áp miền bờ biển khí áp biển tăng Vì vậy, mặt đẳng áp có độ nghiêng ngược lại – phía hình thành gradien khí áp hướng từ biển vào lục địa với dịng khơng khí tương ứng

lớp Dịng khơng khí gió biển ban ngày

Ban đêm hình thành điều kiện ngược lại, phía gió thổi từ miền bờ

biển biển – gió đất ban đêm, cịn phía dịng có hướng ngược lại Buổi chiều buổi sáng xảy biến chuyển gió đất thành gió biển ngược lại Dĩ nhiên, dịng khơng khí chung làm cho cảnh tượng gió đất – biển khác nhiều

Gió đất – biển lan tới lớp khoảng vài trăm mét – 2km, gió biển ban ngày lan tới lớp dày gió đất Dịng ngược lại gió đất – biển có chiều dày khoảng 1,5 – 2km

Ở miền nhiệt đới chiều dày gió đất – biển lớn miền vĩđộ cao Từđường bờ biển gió

đất – biển lan tràn lục địa hay biển hàng chục km

Sự thâm nhập gió biển vào lục địa có nét chung với thâm nhập front lạnh Gió biển làm giảm nhiệt độ lục địa tăng độẩm tương đối nhiều: điều

đặc biệt biểu rõ miền nhiệt đới Ở Mađrat (Ấn Độ) gió biển giảm nhiệt độ khơng khí

Gió biển với sựđiều hồ lớn thổi khu vực vịnh Sanfrangsiscơ có hiệu ứng khí hậu lớn Vì gió biển thổi vào đất liền từ dịng biển lạnh California nên nhiệt độ trung bình tháng mùa hè Sanfransiscô nhỏ Lossengeles nằm phía nam khoảng 4o vĩ từ – 7oC Nhiệt độ mùa đông Sanfrangsiscô thấp – 3oC Ở Việt Nam gió đất – biển thổi suốt dọc bờ biển có ảnh hưởng rõ rệt ởđất liền cách bờ biển tới – 10km

7.10.2Gió núi – thung lũng

Ở miền núi thường quan sát thấy gió với chu kỳ ngày đêm giống gió đất – biển Đó gió núi – thung lũng Ban ngày gió thung lũng thổi từ cửa thung lũng lên cao theo thung lũng theo sườn núi Ban đêm, gió núi thổi xuống theo sườn núi thung lũng

phía đồng

Có thể phân biệt hai nguyên nhân xuất gió núi thung lũng tác động độc lập Một nguyên nhân thúc đẩy khơng khí ban ngày bốc lên hay ban đêm xuống theo sườn núi: gió theo sườn Một ngun nhân tạo nên dịng khơng khí lên theo thung lũng vào ban ngày xuống vào ban đêm gió núi thung lũng với nghĩa hẹp

Trước hết, ta nói gió theo sườn Ban ngày, sườn núi bịđốt nóng mạnh khơng khí, khơng khí tiếp cận với bịđốt nóng mạnh khơng khí cách xa Trong khí hình thành gradien nhiệt độ nằm ngang hướng từ sườn phía khí tự Khơng khí nóng sườn bắt đầu bốc lên cao theo sườn q trình đối lưu khí tự

Sự bốc lên khơng khí theo sườn làm cho mây hình thành chúng Ban đêm, sườn lạnh đi, điều kiện thay đổi ngược lại khơng khí thổi theo sườn xuống (Hình 7.32)

Hệ thống gió phát triển với quy mô khác đỉnh núi hay thung lũng chí sườn riêng lẻ dọc theo dãy núi hay đoạn đèo khu vực đất cao khu vực đất thấp khối cao nguyên Tibet – Himalaya đồng sông Hằng phía bắc

Ấn Độ Rõ ràng biến động theo khu vực lớn hoàn lưu chung xảy gió núi vào ban ngày gió thung lũng ban đêm hình thành phần lớn trường hợp

Hình 7.32

Các thành phần gió thung lũng gió núi: (a) gió thung lũng (anabatic) ban ngày (b) gió núi (katabatic) ban đêm Các đường ngang

NGÀ Y

chỉ mặt đẳng áp

Gió núi thường mạnh ổn định gió thung lũng Gió núi thường tiếp tục thổi sau mặt trời lặn xu thường thể rõ miền ngoại nhiệt đới vào mùa hè xạ mạnh vào ban ngày ban đêm lại ngắn Trong tình trạng gió thung lũng phát triển quy mơ lớn, kéo dài suốt đêm khu vực núi cao nối khối núi cao bao quanh lưu vực sông Ở nơi gió thuộc hệ thống hồn lưu chung thịnh hành hướng trường hợp tín phong hay gió mùa, số khu vực gió thung lũng nói chung trở thành gió thịnh hành sườn đón gió dãy núi Ởđây gió thung lũng có thểđóng góp vào lượng mưa gây địa hình khu vực thường có cực đại mưa sau buổi trưa Tuy nhiên, sườn khuất gió, gió thung lũng thường bị mờđi gió hồn lưu chung khí

Gió núi thường yếu gió thung lũng vào ban ngày khác biệt nhiệt thường nhỏ

hơn chịu ảnh hưởng ma sát làm giảm tốc độ gió gần mặt đất Tuy nhiên, gió núi mạnh, điều đặc biệt dễ xảy trường hợp núi cao miền ôn đới Do hiệu

ứng độ cao nên mặt đất khơng khí lạnh nhanh điều kiện thời tiết trời quang Trong điều kiện dịng khí thổi từ xuống xuống theo sườn

rất mạnh, gió giật, vượt tốc độ 15 m/s Hiệu ứng chủ yếu gió núi làm tan mây nhanh chóng ởđỉnh núi sườn núi Khơng khí lạnh giáng xuống tạo nên sương mù thung lũng sườn núi, gió núi làm lạnh khơng khí thung lũng tới

điểm sương Gió núi kết hợp với gió đất biển khu vực địa hình tăng cường dịng khí thổi phía biển ban đêm Chúng thường hội tụ với dịng khí qui mơ synơp ngược hướng, tạo nên dải đối lưu khơi ban đêm

7.10.3Phơn

Phơn tượng gió khơ nóng, thổi đợt, lúc từ núi xuống thung lũng Nhiệt độ khơng khí phơn lớn đơi tăng nhanh: độ ẩm tương đối giảm đột ngột, giảm đến giá trị nhỏ Phơn tạo thời tiết khơ nóng với nhiệt độ cực đại buổi trưa lên tới 35oC độ ẩm tương đối giảm 45% Trong thời kỳ đầu, quan sát thấy dao động nhanh đột ngột nhiệt độ độẩm khơng khí nóng phơn gặp khơng khí lạnh tràn đầy thung lũng Tính giật hồi chứng tỏ tính loạn lưu mạnh phơn Thời gian hoạt động phơn kéo dài từ vài giờđến vài ngày đêm, đơi có thời gian gián đoạn

Hình 7.33

Mơ hình dịng khí biến đổi nhiệt độ độẩm tượng phơn

Nhiệt độ cao khơng khí phơn kết nóng lên đoạn nhiệt chuyển

động xuống Gradien thẳng đứng nhiệt độ khí lúc nhỏ

hơn gradien đoạn nhiệt khơ, nghĩa nhỏ 1o/100m, nhiệt độ vị khơng khí tăng theo chiều cao Khơng khí thổi xuống theo sườn núi phía thung lũng nóng lên theo định luật đoạn nhiệt khô, nghĩa nhiệt độ tăng 1o hạ thấp 100m (nếu khơng khí khơng cịn sản phẩm ngưng kết) Vì vậy, tới thung lũng có nhiệt độ cao nhiệt độ

của khơng khí thung lũng Nhiệt độ khơng khí phơn lớn độ cao mà từđó hạ thấp lớn Độẩm tương đối phơn giảm với tăng nhiệt độ

Khi phơn phát triển mạnh phía sườn khuất gió dãy núi, sườn đón gió nhiều quan sát thấy chuyển động lên khơng khí theo sườn núi Nếu núi cao, chuyển động khơng khí sau đạt tới mực ngưng kết lạnh không theo định luật đoạn nhiệt khô mà theo định luật đoạn nhiệt ẩm Trên sườn đón gió, mây hình thành có nhiệt ngưng kết toả

Tiếp theo, ta giả thiết sườn khuất gió khơng khí hạ xuống thấp khoảng

nó bốc lên cao phía sườn đón gió Mây khơng khí phơn bốc Song, phần sản phẩm ngưng kết rơi xuống theo dạng giáng thuỷ nhiệt chuyển sang dạng ẩn nhiệt nhiều nhiệt toả ngưng kết khơng khí hạ xuống thấp với nhiệt độ

Cũng phơn, đặc biệt vào thời kỳđầu, trình lắng xuống nóng lên học khơng khí xốy nghịch vùng núi Cùng với hạ thấp nghịch nhiệt nén, nhiệt độ cao ngày bao trùm vùng thấp, song q trình nóng lên khơng khí lan tới thung lũng thấp ởđây khơng khí lạnh chiếm Trong phơn xốy nghịch này, tốc độ gió khơng lớn lắm, cịn tăng nhiệt độ phơn xảy đồng thời hai sườn núi, tượng thường quan sát thấy nhiều lần Kapcat Anpơ