Chuong 1
Upcoming SlideShare
Loading in...5
×
 

Chuong 1

on

  • 4,389 views

 

Statistics

Views

Total Views
4,389
Views on SlideShare
4,387
Embed Views
2

Actions

Likes
1
Downloads
55
Comments
0

1 Embed 2

http://www.tranphustst.oni.cc 2

Accessibility

Categories

Upload Details

Uploaded via as Adobe PDF

Usage Rights

© All Rights Reserved

Report content

Flagged as inappropriate Flag as inappropriate
Flag as inappropriate

Select your reason for flagging this presentation as inappropriate.

Cancel
  • Full Name Full Name Comment goes here.
    Are you sure you want to
    Your message goes here
    Processing…
Post Comment
Edit your comment

    Chuong 1 Chuong 1 Document Transcript

    • Chương 1. Những động lực, nguồn năng lượng và các đặc điểm cơ bản của hoàn lưu nhiệt đới Trần Công Minh Khí tượng học synốp(Phần nhiệt đới) NXB Đại học quốc gia Hà Nội 2006. Từ khoá: Hoàn lưu nhiệt đới, 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 1 ......................................................................................................................2 NHỮNG ĐỘNG LỰC, NGUỒN NĂNG LƯỢNG VÀ CÁC ĐẶC ĐIỂM CƠ BẢN CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI..................................................................................................2 1.1 RANH GIỚI MIỀN NHIỆT ĐỚI....................................................................................... 2 1.2 CÂN BẰNG NĂNG LƯỢNG NHIỆT CỦA MẶT ĐẤT VÀ KHÍ QUYỂN ........... 3 1.3 NHỮNG NHÂN TỐ VẬT LÝ CƠ BẢN ......................................................................... 7 1.4 BẢO TOÀN MÔMEN QUAY VÀ SỰ TỒN TẠI ĐỚI GIÓ ĐÔNG NHIỆT ĐỚI VÀ ĐỚI GIÓ TÂY ÔN ĐỚI .............................................................................................. 9 1.5 NHỮNG ĐẶC ĐIỂM CƠ BẢN CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI ........................... 10 1.5.1 Phân bố theo vĩ độ của tốc độ gió, khí áp, độ phân kỳ và hội tụ......................... 11 1.5.2 Chuyển động thẳng đứng và dải mưa ........................................................................ 11 1.5.3 Sự biến đổi theo mùa của hoàn lưu nhiệt đới và sự bất đối xứng của hai bán cầu ...................................................................................................................................... 13 1.6 TRƯỜNG ÁP, TRƯỜNG GIÓ MIỀN NHIỆT ĐỚI ................................................... 14 1.7 CHUYỂN ĐỘNG THẲNG ĐỨNG ................................................................................ 22 1.8 DÒNG XIẾT MIỀN CẬN NHIỆT VÀ NHIỆT ĐỚI................................................... 23
    • 1.9 ÁP CAO CẬN NHIỆT TÂY THÁI BÌNH DƯƠNG VÀ ÁP CAO TIBET............ 26
    • 2 Chương 1 NHỮNG ĐỘNG LỰC, NGUỒN NĂNG LƯỢNG VÀ CÁC ĐẶC ĐIỂM 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. Theo quan điểm địa lý, miền nhiệt đới là miền nằm ở hai phía xích đạo và giới hạn bởi chí tuyến Bắc (23o30’N) và chí tuyến Nam (23o30’S), giới hạn ngoài của khu vực Mặt Trời có thể nằm ở vị trí thiên đỉnh. Trong khí tượng người ta còn coi miền nhiệt đới là miền nằm giữa hai vĩ tuyến 30oN và 30oS, gần trùng với vị trí trung bình của trục cao áp cận nhiệt mỗi bán cầu, là đường phân chia hoàn lưu khí quyển thịnh hành đới gió đông (trong miền nhiệt đới) và đới gió tây ôn đới. Ranh giới này di chuyển theo hướng kinh tuyến và theo mùa, bao gồm nhiều khu vực với khí hậu cận nhiệt. Mùa hè ranh giới này có thể có vị trí bắc nhất và đóng vai trò một ranh giới phía bắc của không khí nhiệt đới biển và xích đạo. Mùa đông ranh giới này lại di chuyển về phía xích đạo và không khí cực đới có thể lan sâu xuống phía nam. Phần còn lại của Trái Đất bên ngoài miền nhiệt đới 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 (mực 700mb) để xác định miền nhiệt đới. Ranh giới này biến động theo mùa và phụ thuộc vào vị trí địa lý. Miền nhiệt đới có nhiều đặc điểm khác biệt so với miền ôn đới trong chế độ bức xạ và chế độ nhiệt dẫn đến sự khác biệt đáng kể trong đặc điểm hoàn lưu so với miền ngoại nhiệt đới. Ở miền nhiệt đới, tia bức xạ Mặt Trời hầu như chiếu vuông góc với mặt đất nên ở đây có lượng bức xạ nhiệt rất lớn và khá đồng đều trên toàn miền. Chính vì vậy miền nhiệt đới là nguồn nhiệt, từ đây nhiệt vận chuyển về phía hai cực. Lượng bức xạ nhiệt lớn và đồng đều tạo nền nhiệt cao và khá đồng đều. Chính vì vậy trường áp khá đồng nhất thể hiện ở gradien khí áp ngang nhỏ hơn so với miền ngoại nhiệt đới (1-2 so với 3-5mb/100km) chỉ trừ trường hợp đặc biệt đối với hiện tượng dị thường là bão thì gradien khí áp ngang có thể tới 20mb/100km, lớn gấp 4-5 lần so với miền ngoại nhiệt đới. Do vĩ độ thấp, lực Coriolis nhỏ và bằng không khi tới xích đạo, hệ thức địa chuyển không thực hiện tốt như đối với miền ngoại nhiệt đới, nghĩa là không có sự thích ứng tốt giữa trường áp và trường gió, không thể dùng hệ thức địa chuyển để tính tốc độ gió từ gradien khí áp và suy trường gió từ trường áp.
    • 3 Lượng nhiệt lớn cung cấp cho quá trình bốc hơi từ các đại dương rộng lớn miền cận nhiệt và nhiệt đới tạo nguồn cung cấp ẩm lớn được tín phong đưa từ trục áp cao cận nhiệt (khoảng 30o vĩ) vào dải hội tụ nhiệt đới gần xích đạo tạo thành các dải mây tích và vũ tích cho mưa rào và dông ở khu vực xích đạo. Trong những điều kiện thuận lợi, một trong các nhiễu động trên dải hội tụ nhiệt đới có thể khơi sâu và phát triển thành các xoáy thuận nhiệt đới, các cơn bão cho mưa to gió lớn với nhiều đặc trưng khác biệt so với xoáy thuận ngoại nhiệt đới. Do sự dịch chuyển của đới bức xạ cực đại theo hướng bắc nam giữa hai bán cầu và sự đốt nóng khác nhau giữa mùa đông và mùa hè, giữa lục địa và đất liền nên ở các khu vực gió mùa trong miền nhiệt đới hình thành các khu vực có hướng gió thịnh hành và chế độ mưa ẩm đối lập hay gần như đối lập giữa mùa đông và mùa hè. Khác với miền ngoại nhiệt đới với dòng khí cơ bản là hướng tây, ở miền nhiệt đới dòng khí cơ bản là hướng đông, đó là dòng khí thổi ở rìa hướng về phía xích đạo của áp cao cận nhiệt. Chính vì vậy các xoáy thuận nhiệt đới kể cả bão có hướng di chuyển chủ yếu từ đông sang tây, ngược với hướng di chuyển từ tây sang đông của xoáy thuận ngoại nhiệt đới. Với những đặc điểm trên các hình thế thời tiết miền nhiệt đới có cấu trúc, nguyên nhân hình thành cũng như đặc điểm di chuyển, phát triển rất khác nhau như ta sẽ thấy trong các mục trình bày dưới đây. 1.2 CÂN BẰNG NĂNG LƯỢNG NHIỆT CỦA MẶT ĐẤT VÀ KHÍ QUYỂN Mặt Trời là nguồn cung cấp năng lượng chính cho các quá trình khí quyển trên Trái Đất. Miền nhiệt đới hấp thụ được lượng bức xạ nhiệt lớn nhất trên Trái Đất và ở đây quá trình bốc hơi trên mặt biển cũng xảy 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 phát xạ 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, các chuyển động kinh hướng và chuyển động thẳng đứng trong hệ thống hoàn lưu 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 và có thể đánh giá thông qua cán cân bức xạ (còn gọi là cân bằng bức xạ). 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), nơi phát xạ nhiệt từ bề mặt băng tuyết lớn hơn lượng bức xạ nhận từ Mặt Trời.
    • 4 Khí quyển mất năng lượng phát xạ do sóng dài nhỏ hơn năng lượng 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. Phõn bố theo v độ thụng lượng bức xạ trung bỡnh năm của mặt đất, khí quyển và hệ thống Trỏi Đất - khí quyển (Seller, 1965) Đại lượng cán cân 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 Trái Đất - khí quyển cân bằng bức xạ dương đối với miền nội nhiệt đới (giới hạn 35oN và 35o S) và âm đối với miền ngoại nhiệt đới. Phần dư của bức xạ (cán cân bức xạ dương) trong 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, đưa đến từ miền nhiệt đới. 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 tới khí quyển và từ miền nhiệt đới về phía các vĩ độ cao. Vận chuyển nhiệt từ mặt đất tới 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 nhiệt. Theo Malkus, tính trung bình cho toàn Trái Đất, khí quyển thu hơn 80% nhiệt từ mặt biển và mặt đất dưới dạng ẩn nhiệt ngưng kết, trong đó 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 còn có ý nghĩa đối với sự vận chuyển ẩn nhiệt ngưng kết. Trên hình 1.2 là sơ đồ cân bằng nước trong hệ thống Trái Đất - khí quyển. Tính theo phân bố theo vĩ độ của lượng mưa, lượng bốc hơi và hiệu hai đại lượng này, ta thấy lượng mưa lớn hơn lượng 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 áp cao trên vùng sa mạc) lượng bốc hơi lớn hơn lượng mưa. Lượng mưa cực đại tại
    • 5 xích đạo, chủ yếu do mưa rào và dông 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 Hình 1.2. Phân bố theo vĩ độ của lượng mưa, lượng bốc hơi, và hiệu giữa lượng mưa và lượng bốc hơi tính trung bình theo năm (inch/năm) (Seller, 1965) (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 cực đại không ở xích đạo, nơi có lượng mưa lớn, nền nhiệt không quá 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 có độ ẩm lớn và trên hai khu vực có xoáy thuận ôn đới hoạt động mạnh cho lượng mưa lớn. Đại lượng này có giá trị âm trên khu vực gần trục dải áp cao cận nhiệt, ít mưa. 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, và một phần được vận chuyển 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 đem lại. 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 cung cấp 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, giải phóng hiển nhiệt và thế năng. Sau mưa dông, không khí ở trên cao trở nên khô và được dòng phản tín phong đưa về phía 30o vĩ mỗi bán cầu và giáng xuống. Theo Rielh và Malkus chỉ một phần trong dải gần xích đạo rộng khoảng 10o vĩ là có các
    • 6 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. Seller 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. Hình 1.3. Hình 1.4. Dòng hiển nhiệt mất đi trung bình năm do Phân bố theo vĩ độ của các thành phần vận chuyển nhiệt tính dòng biển và dòng khí ở các vĩ độ (Seller, trung bình năm (Seller, 1965) 1965) Phân bố theo vĩ độ trung bình năm của các thành phần vận chuyển năng lượng nhiệt về phía cực (hình 1.4) cho thấy ở phía bắc 5oN vận chuyển năng lượng hiển nhiệt do các dòng khí và dòng biển hướng về phía Bắc Cực và ở phía nam 5oS, vận chuyển
    • 7 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 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. 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 phần hướng về phía xích đạo và gió đông ở phần hướng về 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 theo mùa của khu vực có tần suất xuất hiện áp thấp nhiệt đới và bão lớn nhất. 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 đông và 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, nên 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 Tibet 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 Indonesia 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
    • 8 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. 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 kiến 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 đới 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. Tương tác với hoàn lưu ôn đới Hoàn lưu ôn đới thường tương tác 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 miền nhiệt đới đem theo không khí cực đới biến tính gây sóng lạnh, dẫn đến sự giảm nhiệt độ rất lớn. 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 này thường lan xuống dưới thấp và 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, khi đó không khí lạnh xâm nhập vào 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.
    • 9 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. 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, mà 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 tác động qua lại trong quá trình phát triển. Ẩn nhiệt ngưng kết của dòng thăng không khí nóng ẩm hình thành các khối mây tích là nguồn năng lượng cung cấp cho quá trình phát triển của 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 chúng 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 phần tử khí riêng lẻ. Hình 1.5. Sơ đồ mô men quay đối với đĩa quay (a) và đối với Trái Đất quay (b) Định luật này được biểu diễn dưới dạng:
    • 10 d (ur + ωr 2 ) = 0 (1.1) dr trong đó u là tốc độ gió, r là khoảng cách từ vật tới trục quay trên mặt phẳng quay (hình 1.5a). Nếu ký hiệu a là bán kính Trái Đất thì r = a cosϕ, trong đó ϕ là vĩ độ; ω là d tốc độ quay của Trái Đất, ω = 2π/86.400 rad.s-1 hay 7,29.10-5.s-1; là sự biến đổi dr mômen toàn phần (đạo hàm mômen toàn phần) dọc theo quỹ đạo phần tử khí (hình 1.5b). Theo (1.1) mômen quay toàn phần luôn bảo toàn (không đổi) khi phần tử khí di chuyển theo quỹ đạo của nó: ur + ωr2 = const. Khi không khí di chuyển, chẳng hạn từ vĩ độ 30 mỗi bán cầu lên các vĩ độ cao thì mômen quay của mặt phẳng quay ωr2 nhỏ hơn so với nơi phần tử khí xuất phát do bán kính quay giảm khi tới miền ôn đới. Để mômen quay tuyệt đối bảo toàn thì mômen quay tương đối phải tăng lên, tốc độ phần tử khí u hướng từ tây sang đông lớn hơn tốc độ quay của mặt đất dưới nó theo hướng này. Kết quả là hình thành đới gió tây ôn đới. Ngược lại, khi không khí di chuyển về phía xích đạo, r sẽ tăng lên, ωr2 tăng, tốc độ phần tử khí u hướng từ đông sang tây sẽ giảm và nhỏ hơn so với chuyển động của mặt đất tại khu vực vĩ độ thấp. Do khí 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. Hình 1.6. Sơ đồ vận chuyển mômen quay tạo đới gió tây ôn đới và đới gió đông nhiệt đới (Strahler, 1971) 1.5 NHỮNG ĐẶC ĐIỂM CƠ BẢN CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI
    • 11 Theo Atkinson “Hoàn lưu chung là mô tả thống kê của các chuyển động khí quyển quy mô lớn trên toàn Trái Đất”. Các thành phần của hoàn lưu miền nhiệt đới bao gồm: 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, độ phân kỳ và hội tụ 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. Ta thấy trong đới 30o vĩ mỗi bán cầu gió thổi về phía xích đạo. Chuyển động này chỉ tồn tại nếu như có một số lực làm 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 đó là lực gradien 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. Tháng 1 ở Bắc Bán Cầu thịnh hành gió bắc, ở Nam Bán Cầu là gió nam. Tháng 7 khu vực gió bắc đẩy lên vĩ độ 15 – 35oN, phía nam vĩ tuyến 15oN tới 35oS là gió nam. Như vậy gió nam thịnh hành ở Nam Bán Cầu và vượt qua xích đạo về phía Bắc Bán Cầu. Sự phân bố khí áp thể hiện trên hình 1.8. Dải áp thấp xích đạo có khí áp nhỏ hơn khu vực xung quanh từ 5 -10 mb. 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 (còn được gọi là xích đạo nhiệt). Hình 1.7. Hình 1.8. Gió theo hướng kinh tuyến trung bình trên các Profile khí áp mực biển theo kinh tuyến trong đại dương, tháng 1 và tháng 7 miền nhiệt đới (mb) 1.5.2 Chuyển động thẳng đứng và dải mưa
    • 12 Từ hình 1.3 phân kỳ của tốc độ gió theo chiều ngang có thể tính cho một dải vĩ độ 1 ∂ vr ∂ v v tan φ ∇. V = = − (1.2) r a∂φ a∂φ a ở đây V là vectơ tốc độ gió; a- bán kính Trái Đất, ký hiệu gạch chỉ giá trị trung bình đối với vành đai Trái Đất còn ký hiệu (∂/∂φ) là vi phân riêng. Thành phần thứ hai trong vế phải tăng lên khi vĩ độ giảm và tại xích đạo thì bằng không. Trong miền nhiệt đới nó nhỏ hơn nhiều so với thành phần thứ nhất (thành phần thứ nhất xác định profile phân kỳ). 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) (tính trung bình cho lớp giữa mặt đất và 900mb) Trên hình 1.9 là Giá trị phân kỳ trung bình trên đại dương và tốc độ thẳng đứng trung bình ngày tại mực 900mb (m/ngày). Tháng 1 trong lớp sát đất gió phân kỳ trong dải 10-30oN ở phần phía nam của cao áp cận nhiệt Bắc Bán Cầu. Đới có độ hội tụ lớn dịch xuống phía nam tới 5oN vào tháng 7. Profile phân kỳ biểu diễn giá trị trung bình cho lớp nằm giữa mặt đất và 900 mb. Nếu như ở miền ngoại nhiệt đới là phân kỳ thì ở miền xích đạo thường có sự hội tụ. Ta hãy áp dụng khái niệm về bảo toàn khối lượng trong khí quyển đối với trạng thái ổn định mà ta có thể giả thiết là ổn định theo mùa. Trong phương trình ∂ (ρw) + ∇.(ρ V) = 0 (1.3) ∂z với ρ - mật độ không khí ; z - tọa độ thẳng đứng; w - tốc độ thẳng đứng. Giả thiết là lớp khí quyển mà ta nghiên cứu mỏng khoảng 1km và phía trên của lớp này là profile có độ phân kỳ và hội tụ như trên hình 1.7 và 1.9.
    • 13 Mật độ biến đổi ít và có thể loại ra khỏi phương trình (1.3). Tích phân theo chiều cao từ mặt đất tới độ cao 1km ta có: w h − w 0 = ( −∇. .Vh )* = w h (1.4) trong đó w h - tốc độ thẳng đứng mực h; w 0 - tốc độ thẳng đứng tại mặt đất, còn (*) đặc trưng cho độ hội tụ của lớp khí quyển đang xem xét, tốc độ thẳng đứng ở mặt đất bằng không. Ký hiệu (*) chỉ đại lượng của tốc độ thẳng đứng trung bình trong lớp từ H = 0 đến lớp H = 1 km như trên đã nói. Điều đó có nghĩa là ở gần mặt đất trong khu vực phân kỳ wh<0 là dòng khí giáng và trong khu vực hội tụ thì wh>0 là dòng thăng. Ta thấy là chuyển động giáng sẽ đem lại thời tiết khô, quang mây còn chuyển động thăng sẽ đem lại trời mây và mưa. Hình 1.9 biểu diễn dải hội tụ (có mưa lớn) trong khu vực xích đạo và dải phân kỳ (trời quang) trong khu vực cận nhiệt đới, đúng như thực tế quan trắc được. 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 sự quay 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 dẫn đến sự khác nhau trong thông lượng bức xạ Mặt Trời cũng như chu trình của nước và hơi nước trong khí quyển. 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 lớn 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). Hình 1.10. Các vị trí trung bình của rãnh áp thấp xích đạo trong tháng 1 và tháng 7 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 ở Bắc Bán Cầu và nền nhiệt độ ở Nam Cực thấp hơn so với Bắc Bán Cầu. Chính vì vậy, áp thấp hành tinh Nam Bán Cầu có tâm trên Nam
    • 14 Cực, mở rộng về phía xích đạo. Đới gió tây ở rìa áp thấp hành tinh này có cường độ lớn hơn so với đới gió tây Bắc Bán Cầu cả vào mùa hè và mùa đông. 1.6 TRƯỜNG ÁP, TRƯỜNG GIÓ MIỀN NHIỆT ĐỚI Trước khi xem xét các thành phần cơ bản của hoàn lưu nhiệt đới thể hiện trên trường áp và trường gió 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, như đã trình bày ở các mục trước, trường áp 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. Tuy nhiên, trên trường áp trung bình nhiều năm ở miền nhiệt đới ta vẫn 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 nhiều năm của khí áp và gió, do ở miền nhiệt đới lực Coriolis nhỏ, 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 miền ôn đới, đặc biệt là đối với khu vực xích đạo nơi lực Coriolis rất nhỏ. Ở đây xuất hiện một hệ thống gọi là hệ thống đệm đặc trưng cho xích đạo, khu vực chuyển tiếp giữa hai bán cầu. Mô hình cơ bản của trường dòng và trường áp 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). Trên hình 1.11a là mô hình đơn giản nhất đã được thiết lập ngay từ thời kỳ đầu phát triển khí tượng nhiệt đới, đó là hệ thống tín phong, dòng khí thổi ở phần hướng về phía xích đạo của áp cao cận nhiệt nằm giữa trục sống áp cao cận nhiệt hai bán cầu. Trên mô hình đó là đới gió đông trải khắp miền nội nhiệt đới ở hai phía xích đạo. Trên hình 1.11b ở Bắc Bán Cầu, ngoài dải áp cao cận nhiệt là dải áp cao cận xích đạo, giữa hai dải áp cao này là dải áp thấp. Trên hình 1.11c là hình thế tương tự như trên hình 1.11b chỉ có điều khác là dải áp cao cận xích đạo bị đẩy xuống phía nam nằm trên xích đạo và đó là hệ thống đệm (Ký hiệu B: Buffer).
    • 15 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 đệm, A (anticyclone) - xoáy nghịch tương ứng với khu áp cao; C (cyclone) - xoáy thuận tương ứng với khu áp thấp (Harris, 1970) Phần Bắc Bán Cầu trên mô hình 1.11d minh hoạ rất rõ hệ thống hoàn lưu ở khu vực Đông Nam Á và Tây Bắc Thái Bình Dương. Trong đó biểu hiện rõ áp thấp Nam Á với đới gió tây và tây nam ở phần phía nam của áp thấp này. Phía đông áp thấp này là hệ thống áp cao, chính là áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương. Phía nam áp cao này là dải áp thấp xích đạo. Hệ thống đệm trong mô hình này được chia làm 3 phần: Phần ở phía Bắc Bán Cầu là sống áp cao, ở phía nam là áp thấp còn trên xích đạo là vùng đệm. Trường đường dòng và các trung tâm xoáy Trên các hình (1.12 - 1.19) là hệ thống đường dòng hợp thành(1) ở các mực gradien(2), 850 mb, 500 mb, 200 mb tháng 1 và tháng 7 đặc trưng cho mùa gió mùa mùa đông và mùa gió mùa mùa hè ở miền nhiệt đới Đông Bán Cầu. Trên mỗi bản đồ là trường 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 và trường xoáy (1) Gió hợp thành là vectơ tốc độ gió tổng hợp của hai vectơ gió trung bình nhiều năm theo trục x(u) và y(v). (2) Mực gradien có độ cao khoảng 600 m.
    • 16 cũng được thể hiện rõ với các trung tâm khí áp và xoáy được ký hiệu bằng chữ A: xoáy nghịch (khu áp cao) và chữ C: xoáy thuận (khu áp thấp). Trường đường dòng và xoáy mực gradien (600m) tháng 1 (hình 1.12) Trên Đông Á dòng khí toả ra từ cao áp Siberi(3) về phía biển và vượt xích đạo về phía Nam Bán Cầu, chuyển hướng thành tây bắc và thổi vào áp thấp châu Úc (1). Trên miền Tây Thái Bình Dương là sống cao áp cận nhiệt. Hệ thống dòng khí của sống này thổi cùng hướng đông bắc như dòng khí từ áp cao Siberi. Trừ phần rìa phía nam liên quan với front lạnh, tốc độ gió trong khu vực cao áp Siberi rất nhỏ (v<5kts). Ngay trong khu vực nam Trung Quốc phía nam cao áp Siberi thời gian này vẫn có hoạt động của xoáy thuận. Như sẽ minh hoạ trong chương 2 phần nói về mùa gió mùa mùa đông. Có thể thấy hoạt động của chuỗi xoáy thuận trên front cực miền Tây Bắc Thái Bình Dương trong đó cao áp Siberi đóng vai trò cao áp kết thúc của chuỗi xoáy, áp thấp trên biển Đài Loan, Nhật Bản và kết thúc là áp thấp Alêut có vùng trung tâm nằm ở trên quần đảo Alêut thuộc Bắc Thái Bình Dương (hình 2.5). Trên Biển Đông và phần phía nam vịnh Thái Lan là hai khu vực có tốc độ lớn hơn 15kts. Hình 1.12. Trường đường dòng hợp thành và xoáy mực gradien, tháng 1 (Atkinson và Sadler, 1970) 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 của sống cao áp này, tín phong đông bắc thổi về phía xích đạo có tốc độ gió cực đại (7-10m/s) ở vĩ độ 5-10oN (3). Dải áp thấp xích đạo nằm từ xích đạo đến 5oS (4). Trên dải này thường hình thành những áp thấp mỏng tồn tại trong thời gian ngắn do độ xoáy tuyệt đối gần xích đạo quá nhỏ nên xoáy dễ tiêu tán. Càng xa xích đạo về phía bắc độ xoáy càng lớn, xoáy có khả năng tồn tại trong thời gian dài hơn. Rãnh tín phong nơi hội tụ tín phong hai bán cầu nằm ở 5oS (5). Liên quan với rãnh này là lượng mây, mưa cực đại quanh năm. Sống cao áp Nam Bán Cầu nằm ở 30oS trong suốt tháng 1, tốc độ gió trong sống nhỏ hơn 5kts (6). Trường đường dòng và xoáy mực 850 mb, tháng 1 (hình 1.13) (3) Áp cao Siberi (Nieuwolt gọi là áp cao châu Á, trong nghiệp vụ dự báo thời tiết gọi là áp cao lục địa).
    • 17 Tại mực 850mb (khoảng 1,5km) còn thấy rõ dòng khí của xoáy nghịch Siberi ở Đông Á như trên bản đồ mực gradien (1). Sống cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình Dương nằm ở khoảng 220 N (2). Dòng khí lạnh từ Nam Trung Quốc với độ dày 3 km thổi qua Việt Nam và tới Singapore chỉ còn khoảng 1300 m (3). Giữa áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương và áp cao Siberi là rãnh áp thấp, trong nhiều trường hợp có thể hình thành một số áp thấp với một đường đẳng áp đóng kín. Rãnh áp thấp này(1) khi bị nén bởi hai áp cao có thể gây ra thời tiết xấu với mây tích, thậm chí cho mưa rào và dông. Rãnh gió mùa Nam Bán Cầu mở rộng từ phía tây châu Phi đến 180o E (4). Tại mực 850mb, rãnh này nằm theo hướng tây-đông giữa 10oS - 20oS và vị trí gần xích đạo nhất của nó là ở miền Trung Ấn Độ Dương. Hình 1.13. Bản đồ đường dòng mực 850mb. Tháng1 (Harris, 1970) Trường đường dòng và xoáy mực 500 mb, tháng 1 (hình 1.14) Tại mực 500mb một nhánh của đới gió tây ôn đới tiến sâu về miền nhiệt đới đến tận vĩ độ 20oN (1). Đó là dòng xiết gió tây nhánh phía nam cao nguyên Tibet với tốc độ gió tới 45-60m/s. Đới gió tây ôn đới gây nhiều hậu quả thời tiết đối với miền Bắc Việt Nam. Trước hết là dòng giáng ở phía nam dòng xiết đem lại thời tiết ổn định vào tháng 1. Hệ quả thứ hai là sóng trong đới gió tây tạo điều kiện cho xâm nhập lạnh mạnh, tạo các hình thế trong đó các đợt xâm nhập lạnh xảy ra liên tiếp. Trong trường hợp rãnh trên cao mạnh dị thường có thể gây bình lưu lạnh rất mạnh trên cao làm tăng độ bất ổn định đến mức có thể gây nên mưa rào và dông vào giữa mùa đông như trường hợp tháng 12-2004. (1) Trong nghiệp vụ người ta gọi là "rãnh áp thấp bị nén".
    • 18 Hình 1.14. Bản đồ đường dòng mực 500mb. Tháng1 (Harris, 1970) Dải áp cao cận nhiệt chia làm ba phần có trục nằm trong dải 10-15oN ở các kinh tuyến khoảng 70oE, 100oE và 140oE (2). Hệ thống đệm bị đẩy về phía Nam Bán Cầu trở thành áp cao có trục ở 0-5oS (3). Trường đường dòng và xoáy mực 200 mb, tháng 1 (hình 1.15) Tháng 1 do sự mở rộng của áp thấp hành tinh Bắc Bán Cầu nên vị trí trung bình của sống cao áp cận nhiệt Bắc Bán Cầu tại mực 200mb nằm ở 10oN, 160oE nghĩa là 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 30 kts. Ở đây có dòng vượt xích đạo về phía Bắc Bán Cầu (bán cầu mùa đông) trở thành dòng khí tây nam hướng về phía cực. Phía bắc 30oN đới gió tây ôn đới rất mạnh, nhất là dọc bờ đông châu Á, nơi tốc độ gió hợp thành trong dòng xiết trên đất Nhật vượt quá 100-150kts (1). Dọc theo kinh tuyến 80-90oE dòng khí dãn ra theo chiều bắc nam cho thấy ảnh hưởng rẽ nhánh đối với đới gió tây của cao nguyên Tibet vẫn còn thể hiện rõ tới phần trên tầng đối lưu (2). Dòng vượt xích đạo 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).
    • 19 Hình 1.15. Bản đồ đường dòng mực 200mb. Tháng 1 (Harris, 1970) Trường đường dòng và xoáy mực gradien, tháng 7 (hình 1.16) Tháng 7 trường nhiệt áp cấu trúc lại gần như ngược so với mùa đông. Áp cao Siberi biến mất, áp thấp Nam Á phát triển mạnh và dần dần bao trùm khắp lục địa Đông Nam Á (1). Phần kéo dài của áp thấp này sang phía đông là rãnh gió mùa (Harris, 1970; Carson, 1985). Gió thổi vào rãnh này từ phía đông nam và nam phối hợp với dòng khí vượt xích đạo từ áp cao châu Úc (5) và áp cao Mascarene (6) tạo thành hệ thống gió mùa tây nam mùa gió mùa mùa hè. Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương dịch chuyển lên phía bắc và mở rộng với dải có tốc độ gió nhỏ hơn 5 kts (2). Khu vực tín phong có tốc độ cực đại ở phía nam cao áp này và nằm ở 15o đến 20oN (3). Giữa áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương và vùng đệm sát xích đạo có thể hình thành rãnh xích đạo như mô hình d trên hình 1.11. Vào đầu mùa hè, rãnh này thường là dải hội tụ nhiệt đới nằm lệch về phía nam so với rãnh gió mùa đang nằm ở phần phía bắc của lục địa Đông Nam Á. Vào giữa và cuối mùa hè, rãnh gió mùa mở rộng về phía nam và có thể nối liền với rãnh xích đạo tạo thành một dải hội tụ nhiệt đới kéo dài ngang qua Đông Nam Á tới Biển Đông. Khu vực nhiệt đới Nam Bán Cầu thịnh hành sống cao áp với tín phong thổi về phía xích đạo (5, 6). Hình 1.16. Bản đồ đường dòng và xoáy mực gradien, tháng 7 (Atkinson và Sadler, 1970) Trường đường dòng và xoáy mực 850 mb, tháng 7 (hình 1.17)
    • 20 Vào tháng 7 hệ thống đệm với đường dòng 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 dọc suốt từ phía tây của Thái Bình Dương tới phía đông của Đại Tây Dương (1). Hệ thống đệm hoạt động rất đặc biệt. Trong trường hợp hệ thống này dịch chuyển về phía Bắc của xích đạo tới khu vực Ấn Độ nó được gọi là sống cận xích đạo. Tương tự như ở mặt đất, hệ thống dòng khí thuận chiều kim đồng hồ bao quanh khu đệm 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 gió mùa mùa hè ở mực 850 mb có hướng tây (2). Trên khu vực Nam Á và Đông Nam Á là khu áp thấp có tâm ở Ấn Độ và Pakistan (3, 4). Tại mực 850 mb hệ thống gió mùa hướng tây ở phần sau rãnh gió mùa khi tới Biển Đông trở thành gió tây nam thổi về phía bắc Biển Đông hội tụ với tín phong có hướng nam và đông nam thổi ở phần cực tây của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương. Phía nam áp cao này là rãnh xích đạo. Trục rãnh gió mùa có thể nối liền với rãnh xích đạo tạo nên dải hội tụ nhiệt đới (đường chấm) (6). Lúc này có trục sống áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương nằm ở khoảng 25oN (7). Ở Nam Bán Cầu dải áp cao gồm ba trung tâm nằm ở khoảng 20-30oN, trong đó có áp cao châu Úc và áp cao Mascarene. Hình 1.17. Bản đồ đường dòng và xoáy mực 850mb, tháng 7 (Harris, 1970) Trường đường dòng và xoáy mực 500 mb, tháng 7 (hình 1.18) Hệ thống 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 giới hạn ở khu vực phía nam trung tâm áp thấp nằm trên phần nam của lục địa Đông Nam Á (4). Hai phần của trung tâm áp thấp Nam Á này 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 270N. Áp cao Úc châu và áp cao Mascarene có trục nằm ở khoảng 25-30oS.
    • 21 Hình 1.18. Bản đồ đường dòng mực 500 mb, tháng 7 (Harris, 1970) Trường đường dòng và xoáy mực 200 mb, tháng 7 (hình 1.19) Vào tháng 7, áp cao cận nhiệt mực 200 mb di chuyển về phía tây bắc tới phía trên cao nguyên Tibet. Ở đây cao áp này được sự đốt nóng của cao nguyên làm dãn các mặt đẳng áp và bằng cách đó tăng cường áp cao. Chính vì vậy nhiều tác giả đã gọi nó là áp cao Tibet. Trong tháng này, tại mực 200mb áp cao cận nhiệt có trục nằm ở 30oN và bao quát toàn bộ phần trên tầng đối lưu Đông Bán Cầu. Giữa cao áp cận nhiệt Bắc Bán Cầu 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 50oE và 150oE là rất mạnh, mạnh nhất là ở miền trung Ấn Độ Dương (tốc độ 20 kts). 20W 10W 0 10E 20E 30E 40E 50E 60E 70E 80E 90E 100E 110E 120E 130E 140E 20W 10W 0 10E 20E 30E 40E 50E 60E 70E 80E 90E 100E 110E 120E 130E 140E Hình 1.19. Bản đồ đường dòng và xoáy mực 200mb, tháng 7 (Harris, 1970)
    • 22 1.7 CHUYỂN ĐỘNG THẲNG ĐỨNG Chuyển động thẳng đứng đóng vai trò quan trọng trong quá trình hình thành mây và mưa. Những khu vực tô đậm trên các hình biểu thị nơi có dòng thăng (ký hiệu là U: up) 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 1.20 và 1.21 biểu diễn các khu vực dòng thăng miền nhiệt đới theo tốc độ khí áp (10-4mb/s) ở mực 500mb. Theo tọa độ khí áp dòng thăng có đại lượng âm còn dòng giáng (ký hiệu D: down) có đại lượng dương. Tháng 12 đến tháng 2, dòng thăng phát triển mạnh trên khu vực xích đạo thuộc 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 Việt Nam. U D U D D D U U D D D U D Hình 1.20. 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 D U D D D D D U U
    • 23 Hình 1.21. 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 3 đến tháng 5 khu vực dòng thăng trên Indonesia mạnh lên không nhiều. Khu vực dòng giáng ở Tây Thái Bình Dương có liên quan với dải áp cao cận nhiệt mạnh lên và kéo dài về phía Biển Đông. Tháng 7 đến 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. Tháng 9 đến 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 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 Krishnamurti 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 1.22). Ở Đông Nam Á đó là dòng xiết gió tây nhánh phía nam cao nguyên Tibet. Vào mùa đông khi có sự xâm nhập
    • 24 lạnh vào miền nhiệt đới dòng xiết này mạnh lên, khi qua Hà Nội có thể đạt tới tốc độ gió 45 m/s. Trục dòng xiết cận nhiệt đới trung bình nằm ở vĩ tuyến 27, 5oN, dao động trong khoảng 20-35oN. Hình 1.22 là kết quả phân tích đường đẳng tốc trung bình của dòng xiết cận nhiệt đới vào mùa đông 1955-1956. Cần lưu ý là tốc độ ở trung tâm lớn hơn so với giá 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 1.22. Vị trí trung bình của dòng xiết cận nhiệt mùa đông Bắc Bán Cầu (1955- 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) 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, dòng xiết gió tây nhánh phía nam cao nguyên Tibet xuất hiện và ổn định thì khi đó mùa đông synôp ở Đông Nam Á bắt đầu. Mùa hè synôp bắt đầu khi dòng xiết gió tây nhánh phía nam cao nguyên Tibet rút về phía bắc và ổn định tại đó. Trên hình 1.23 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 1.23a) 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 1.23c).
    • 25 c a Hình 1.23. 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. b 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 1.24) trong dải từ 10-15oN. Trục dòng xiết này gần mực 150mb, tách khỏi dải gió đông tầng bình lưu. Từ hình 1.24, ta thấy phía bắc dọc theo vĩ tuyến 30-40oN là đới gió tây với dòng xiết (WJ) có tốc độ tới 45m/s với các sống và rãnh với biên độ lớn. Phía nam áp cao Tibet là hai dòng xiết gió đông (EJ) có tốc độ khoảng 30-40 m/s với khu vực hội tụ ở Đông Nam Á (CV) và khu vực phân kỳ ở trên châu Phi (CR). WJ WJ 4) Hình 1.24. Đường dòng và đường đẳng tốc (kts, gió đông có dấu (-) tại AT200 (03-GMT ngày 25/7/1955). Đường mũi tên là trục dòng xiết trong đới gió tây (WJ) và trong đới gió đông (EJ) với khu vực cửa vào hội tụ ở Đông Nam Á (CV), cửa ra với khu vực phân kỳ ở châu Phi (CR) Koteswaran, 1958)
    • 26 1.9 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 đó có Việt Nam. Áp cao Tibet quy định dòng xiết gió đông và sự phân kỳ dòng khí ở phần trên tầng đối lưu. Ở phần dưới tầng đối lưu, áp thấp Nam Á là nguyên nhân của sự hội tụ dòng khí. Áp cao cận nhiệt tây bắc Thái Bình Dương không chỉ quy định thời tiết ở nơi mà nó khống chế mà còn đưa không khí nhiệt đới biển, nóng ẩm vào miền Bắc Việt Nam theo tín phong đông nam và vào miền Nam Việt Nam theo tín phong đông bắc (phía nam vĩ tuyến 160N) gây thời tiết rất đặc trưng vào cả hai mùa gió mùa. 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 về phía đông bắc Thái Bình Dương nhưng khi gió mùa đông bắc gián đoạn, bộ phận phía tây của áp cao cận nhiệt 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. Vào mùa hè ở phần trên tầng đối lưu, tại mực 200mb ngoài áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương, trên cao nguyên Tibet còn có áp cao Tibet. Áp cao cận nhiệt ở Tây Thái Bình Dương có ảnh hưởng trực tiếp đến thời tiết và khí hậu Đông Nam Á trong đó có Việt Nam. Tuy nhiên, do số liệu trên biển còn thưa thớt gây khó khăn cho việc phân tích áp cao này trên bản đồ thời tiết hàng ngày cũng như việc nghiên cứu trung tâm hoạt động quan trọng này. Có thể xác định trục cao áp theo quy tắc: trên trường gió và trường dòng bằng cách 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 của các đường đẳng áp. Có thể xác định vị trí trung bình tháng của áp cao cận nhiệt qua vị trí trung bình tháng của trục của nó. 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 Tây Thái Bình Dương dịch chuyển lên phía bắc tới vĩ tuyến 14- 15oN (hình 1.25).
    • 27 o 30 N 150oW 145 140 o 130 W 15oW Hình 1.25. Sự di chuyển qua các tháng của trung tâm xoáy nghịch cận nhiệt mặt đất ở Bắc Thái Bình Dương. Các số biểu thị các tháng trong năm Sang tháng 6 vị trí của trục của áp cao cận nhiệt nằm ở vĩ độ 20oN. Trung tuần tháng 6 (khoảng ngày 10-20) áp cao cận nhiệt có thể “nhảy” 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” lần thứ hai tới vĩ độ 28oN. Tháng 8 áp cao cận nhiệt tiếp tục 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. Do 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 (mực gradien; 600 m) áp cao cận nhiệt nằm 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. Trên trường áp, tâm áp cao mặt đất nằm lệch về phía đông còn ở trên cao lại lệch về phía tây (Hình 1.26). Áp cao Tibet Hình 1.26. Thiết diện của áp cao cận nhiệt: Áp cao Tibet là xoáy nghịch với cường độ cực đại tại Mặt đất (dưới); Trên cao (trên) mực 200mb vào mùa hè Bắc Bán Cầu. Theo Carson. N (1975) áp cao này vốn là áp cao cận nhiệt tại mực 200mb, vào tháng 4 nó có trung tâm nằm trên đảo Borneo (Hình 1.27). Tháng 5 dịch chuyển tới Myanma và tiếp đó dịch chuyển lên phía bắc tới cao nguyên Tibet vào tháng 7. Tháng 8 áp cao dịch chuyển xuống phía nam và vào tháng 9 nó có trung tâm nằm ở phía bắc vịnh Bengal.
    • 28 Hình 1.27. Vị trí các tâm áp cao phần trên tầng đối lưu Đông Nam Á (mực 200mb) trong các tháng 4, 5, 7, 9 Áp cao này duy trì ở đây cho đến tháng 9 thì bắt đầu dịch chuyển về phía đông nam tới Indonesia và trở nên khó xác định vào cuối tháng 10 khi mùa đông synôp ở Đông Nam Á bắt đầu. Sự tồn tại và dịch chuyển của áp cao ở Nam Á và Tây Bắc Thái Bình Dương tại mực 200mb là hệ thống đặc trưng trên cao của hoàn lưu khí quyển Đông Á. Đến tháng 7, tháng 8 áp cao này có cường độ mạnh nhất do sự đốt nóng bổ trợ của cao nguyên Tibet như đã nói ở trên. Vị trí của áp cao này phù hợp với bản đồ 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 vào cả mùa đông và mùa hè ở Bắc Bán Cầu. Dưới đây chúng tôi khái quát một số đặc điểm của các nhiễu động thời kỳ dài, ít nhiều có ảnh hưởng đến hình thế synôp hạn ngắn và có ý nghĩa định hướng đối với dự báo thời tiết các hạn khác nhau. Đó là dao động tựa 2 năm, dao động nhiệt đới 40 - 50 ngày Madden và Julian (MJO) và hiện tượng ENSO.