1. Chương 2. Hoàn lưu gió mùa ở khi vực Đông
Nam Á
Trần Công Minh
Khí tượng học synốp(Phần nhiệt đới)
NXB Đại học quốc gia Hà Nội 2006.
Từ khoá: Hoàn lưu gió mùa, Hình thể SYNÔP, xâm nhập lạnh.
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 2 HOÀN LƯU GIÓ MÙA Ở KHU VỰC ĐÔNG NAM Á ..................................3
2.1 KHÁI NIỆM CHUNG .......................................................................................3
2.2 HÌNH THẾ SYNÔP MÙA GIÓ MÙA ĐÔNG BẮC .......................................5
2.2.1 Sự thiết lập mùa đông synôp và ảnh hưởng của không khí cực đới biến tính ở
Miền Bắc Việt Nam .........................................................................................5
2.2.2 Hình thế synôp trong các đợt xâm nhập lạnh .....................................................6
2.2.3 Hình thế đặc trưng cuối mùa đông ..................................................................14
2.3 XÂM NHẬP LẠNH VÀ HỆ THỐNG THỜI TIẾT ......................................14
2.3.1 Thời tiết vào đầu và giữa mùa đông ................................................................14
2.3.2 Thời tiết cuối mùa đông ..................................................................................17
2.4 HÌNH THẾ SYNÔP TRONG MÙA GIÓ MÙA MÙA HÈ...........................19
2.4.1 Hình thế đầu mùa hè.......................................................................................19
2.4.2 Các trung tâm tác động trong mùa gió mùa mùa hè .........................................23
2.5 THỜI KỲ GIÓ MÙA TÍCH CỰC (MẠNH) VÀ THỜI KỲ GIÓ MÙA THỤ
ĐỘNG (YẾU) ....................................................................................................28

2. 3
Chương 2
HOÀN LƯU GIÓ MÙA Ở KHU VỰC ĐÔNG
NAM Á
2.1 KHÁI NIỆM CHUNG
Cho đến nay định nghĩa gió mùa và phân vùng gió mùa trên bản đồ thế giới của S.P
Khromov (1957) vẫn là cơ sở để nghiên cứu hiện tượng này. Theo S.P Khrômov: ''Gió mùa
là chế độ dòng khí của hoàn lưu chung khí quyển trên một phạm vi đáng kể của bề mặt Trái
Đất, trong đó ở mọi nơi trong khu vực gió mùa, gió thịnh hành chuyển ngược hướng hay gần
như ngược hướng từ mùa đông sang mùa hè và từ mùa hè sang mùa đông''. Khromov còn
đưa ra khái niệm góc gió mùa, đó là góc giữa hướng gió thịnh hành giữa mùa đông và mùa
hè lớn hơn hoặc bằng 1200. Klein (1971) và Ramage (1971) thống nhất với định nghĩa này
và cụ thể hoá các tiêu chuẩn xác định khu vực gió mùa, đó là khu vực thoả mãn bốn điều
kiện sau:
- Hướng gió thịnh hành tháng 1 và tháng 7 phải lệch nhau một góc 120o- 180o.
- Tần suất trung bình của hướng gió thịnh hành tháng 1 và tháng 7 phải vượt quá
40%.
- Xảy ra sự thay thế giữa xoáy thuận, xoáy nghịch mặt đất vào mùa đông cũng như
mùa hè (Klein,1957).
- Tốc độ trung bình của gió hợp thành của ít nhất một trong hai tháng nói trên phải
vượt quá 3 m/s (Ramage,1971).
Trên hình 2.1 là phân vùng các khu vực gió mùa trên thế giới của S.P Khromov (1957)
và khu vực gió mùa theo tiêu chuẩn về tần suất của hướng gió thịnh hành.
Trong đó khu vực có tần suất gió thịnh hành là 40% được gọi là khu vực có xu thế gió
mùa; Khu vực có tần suất gió thịnh hành từ 40% đến 60% được gọi là khu vực gió mùa;
Khu vực có tần suất gió thịnh hành lớn hơn 60% được gọi là khu vực gió mùa điển hình.
Việt Nam nằm trong khu vực gió mùa Đông Nam Á điển hình nhất trên Trái Đất. Đông
Nam Á với gió mùa mùa đông thịnh hành với tần suất 75%, thổi từ phía áp cao châu Á (áp
cao Siberi) ngược hướng với gió mùa tây nam cũng với tần suất thịnh hành hơn 60% thổi
từ phần phía đông nam của áp thấp Nam Á và tín phong Nam Bán Cầu vượt xích đạo và
chuyển hướng nên là khu vực gió mùa điển hình nhất trên thế giới.

3. 4
Hình 2.1.
Phân vùng gió mùa của S.P.Khromov (1957). Phần giới hạn trong hình chữ nhật là khu
vực gió mùa Đông Nam Á (bao gồm: Việt Nam, Lào, Campuchia, Thái Lan, Brunei, Tây
Malaysia và Singapo) theo số liệu mới (Ramage, 1971) 1. Khu vực có xu thế gió mùa 2.
Khu vực gió mùa 3. Khu vực gió mùa điển hình
Gần đây Matsumoto (1995) dùng số liệu phát xạ sóng dài nhận được từ tài liệu vệ tinh
NOAA quan trắc trong 12 năm (1975-1987) và tốc độ gió vĩ hướng tại mực 200 và 850mb
để phân vùng các khu vực gió mùa như biểu diễn trên hình 2.2.
Hình 2.2.
Các vùng gió mùa trong khu vực gió mùa châu Á (SEAM, WNPM, NAIM)
và hai vùng mưa ngoại nhiệt đới Maiu ở Trung Quốc và Baiu ở Nhật Bản.
Vùng có độ cao hơn 3000m được tô sẫm. Matsumoto (1985)
Theo Matsumoto khu vực gió mùa Đông Nam Á (SEAM-Southeast Asia Monsoon)
trải dài từ phần đông biển A Rập qua Ấn Độ, vịnh Bengal tới Đông Dương (Việt Nam,
Lào, Campuchia) nghĩa là bao gồm cả gió mùa Nam Á, vùng gió mùa Bắc Australia và

4. 5
Indonesia (NAIM-North Australia-Indonesia Monsoon) kéo dài theo vĩ hướng từ Indonesia
đến Biển San Hô trong dải giới hạn bởi 5-20oS. Ranh giới giữa SEAM và NAIM ở gần
xích đạo, khoảng giữa đảo Sumatra và Borneo. Vùng gió mùa Tây Bắc Thái Bình Dương
(Western of North Pacific Monsoon - WNPM) nằm giữa 120-150oE và 10-20oN là khu vực
cực tây của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương thịnh hành gió đông nam vào mùa hè.
Như vậy, góc giữa hướng gió thịnh hành đông bắc vào mùa đông và đông nam vào mùa
hè chỉ khoảng 90o, chưa đạt được tiêu chuẩn của Khrômôv. Khu vực gió mùa Tây Bắc
Thái Bình Dương phân biệt với SEAM bằng ranh giới là Biển Đông. Ngoài ra khu vực
có chế độ mưa Maiu và Baiu ở Trung Quốc và Nhật Bản từ giữa tháng 6 đến đầu tháng
7 như sẽ đề cập tới trong sơ đồ các thành phần gió mùa mùa hè.
2.2 HÌNH THẾ SYNÔP MÙA GIÓ MÙA ĐÔNG BẮC
2.2.1 Sự thiết lập mùa đông synôp và ảnh hưởng của không khí cực đới biến
tính ở Miền Bắc Việt Nam
Theo Duzen (1971) mùa đông synôp ở Đông Á bắt đầu khi dòng xiết gió tây nhánh
phía nam cao nguyên Tibet thiết lập và ổn định ở phía nam cao nguyên này và mùa hè
synôp bắt đầu khi dòng xiết gió tây nhánh phía nam rút lui và ổn định ở phía bắc cao
nguyên.
Theo kết quả thống kê, đới gió tây của dòng xiết nhánh phía nam vào mùa đông có thể
dịch xuống phía nam Hà Nội tồn tại từ 5km lên đến 12km (200mb). Kết qủa thống kê
hướng gió tây tại mực 500mb ở Hà Nội cho thấy đới gió này ổn định từ cuối tháng 10 đến
đầu tháng 11 và kéo dài đến hết mùa đông ở Bắc Bộ, ít nhất là đến tháng 3 hàng năm. Ở
mặt đất áp cao lục địa châu Á (áp cao Siberi) mở rộng về phía đông nam đưa không khí
cực đới lục địa lạnh, khô về phía đông nam Trung Quốc, sau đó tới Việt Nam.
Chính vì vậy ít có nơi nào trên Trái Đất như trên lãnh thổ Việt Nam mà hệ thống thời
tiết miền ngoại nhiệt đới lại tiến sâu miền nhiệt đới. Nhiều khi hệ thống miền ngoại nhiệt
đới này còn tương tác với hệ thống miền nhiệt đới. Đường dòng trung bình tháng 1 (Xem
hình 1.12, chương 1) phân kỳ từ phía áp cao Siberi theo hướng đông bắc xuống tây nam
đưa không khí cực đới biến tính bao phủ khắp lãnh thổ Việt Nam. Trên thực tế, ở phía bắc
16oN, những đợt xâm nhập của không khí cực đới, lạnh khô chỉ gây ra các đợt giảm nhiệt
độ, nhiều khi gió đông bắc mạnh ngoài khơi Biển Đông gây ra tình trạng nhiều mây và cho
mưa ở Bắc Trung Bộ. Gió mùa đông bắc càng mạnh, khả năng mưa ở đây càng nhiều, do
hiệu ứng nâng của dãy Trường Sơn đối với đông bắc. Ở phía nam vĩ tuyến này không khí
cực đới tiếp tục biến tính, nóng và ẩm lên nhiều nên khó phân biệt được với tín phong đông
bắc từ phần phía nam áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương trên khu vực này.
Trong thời gian này ở phía nam vĩ tuyến 16oN hệ thống thời tiết miền nhiệt đới vẫn
chiếm ưu thế. Dải hội tụ nhiệt đới và bão hoạt động mạnh ở Trung Bộ vào tháng 9 và tháng
10 gây ra những trận mưa rất lớn. Đó cũng chính là nguyên nhân mùa mưa ở các tỉnh ven
biển Miền Trung bị đẩy lùi về mùa đông.
Vào cuối mùa đông gió mùa đông bắc thổi từ sống áp cao Siberi, mở rộng lệch sang
phía đông đưa không khí cực đới qua quãng đường dài trên biển trước khi tới Miền Bắc
Việt Nam gây nên hiện tượng giảm nhiệt độ và kèm theo thời tiết mưa nhỏ, mưa phùn.

5. 6
Ở Nam Bộ và Tây Nguyên thời gian này là mùa khô, nắng nóng không thể gọi là mùa
đông. Các cơn bão tháng 11- tháng 12 là nguyên nhân của các trận mưa lớn bất thường,
chủ yếu là ở vùng ven biển. Dải áp thấp xích đạo phát triển trong một lớp mỏng và yếu
thường chỉ cho những cơn mưa dông nhỏ.
2.2.2 Hình thế synôp trong các đợt xâm nhập lạnh
Xâm nhập lạnh vào Việt Nam là hiện tượng xâm nhập theo từng đợt của không khí
cực đới biến tính từ phần phía nam của áp cao lạnh lục địa châu Á (áp cao Siberi) vào Việt
Nam chủ yếu ở gần mặt đất, gây ra sự giảm nhiệt độ đáng kể và gió đông bắc, nhiều khi
gây gió mạnh trên biển tới cấp 6, cấp 7, biển động. Cùng với sự xâm nhập lạnh trên trường
áp thể hiện rất rõ sự mở rộng và lấn sâu về phía nam của sống áp cao lạnh với front lạnh
nằm trong rãnh khuất
Trong những đợt lạnh vào thời gian đầu và cuối mùa đông, chênh lệch nhiệt độ giữa
khối khí nhiệt đới nóng ẩm ở phía nam front và không khí cực đới biến tính ở phía bắc
front có thể tới 7 - 8oC, nhưng trong những đợt xâm nhập lạnh tiếp sau một đợt xâm nhập
lạnh trước đó sự chênh lệch này có khi chỉ là 4 - 5oC. Tuy nhiên, chính các đợt xâm nhập
lạnh xảy ra liên tiếp vào giữa mùa đông với front lạnh mờ này lại gây nên nền nhiệt độ rất
thấp, nhiều khi gây ra hiện tượng băng giá, sương muối, mưa tuyết, hiện tượng rất đặc biệt
ở miền nhiệt đới như nước ta.
Tới đây ta cần dừng lại ở cơ chế xâm nhập lạnh với front lạnh khi tới miền Bắc Việt
Nam, ở rìa phía nam của áp cao Siberi. Áp cao Siberi đóng vai trò áp cao kết thúc của
chuỗi xoáy hoạt động ở phía nam Trung Quốc và Bắc Việt Nam như minh hoạ trên hình
2.6. Trong các đợt xâm nhập lạnh tiếp sau đợt tạm ngừng của gió mùa mùa đông, nhất là
vào đầu và cuối mùa đông, gió trong không khí nhiệt đới trước front lạnh có thể có hướng
khác với hướng đông bắc nên khi không khí lạnh về, gió chuyển hướng đông bắc theo hoàn
lưu rìa phía nam của áp cao Siberi. Trong những trường hợp này chênh lệch nhiệt độ ở hai
bên front tới 7 - 8oC như trên đã nói. Trong nghiệp vụ dự báo thời tiết người ta gọi đợt xâm
nhập lạnh này là đợt gió mùa đông bắc. Tuy nhiên, giữa mùa đông cũng có những đợt xâm
nhập lạnh xảy ra kế tiếp nhau. Khi đó miền Bắc Việt Nam đang nằm sâu trong sống áp cao
Siberi, không khí lạnh khống chế trên toàn Miền Bắc, gió hướng đông bắc, nền nhiệt giảm
rõ rệt thì một đợt không khí lạnh mới lại xâm nhập vào Miền Bắc Việt Nam cũng theo
hướng đông bắc, tạo nên front lạnh phụ (đường đứt). Khi đó có xâm nhập lạnh nhưng
không có sự đổi hướng gió, nền nhiệt độ giảm nhưng với độ chênh lệch không lớn, chỉ 4 -
5oC. Xâm nhập lạnh loại này được gọi là một đợt không khí lạnh tăng cường, gió vẫn giữ
hướng đông bắc. Những đợt xâm nhập lạnh này tuy không gây ra sự giảm mạnh của nhiệt
độ nhưng có thể làm hạ thấp thêm nền nhiệt ở Miền Bắc Việt Nam, có khi tới mức rét đậm
(Nhiệt độ trung bình ngày dưới 15oC), rét hại (Nhiệt độ trung bình ngày dưới 13oC) rất bất
lợi cho cây trồng và vật nuôi.
Cùng với sự xâm nhập lạnh là sự mạnh lên của gió đông bắc gây biển động ở vịnh Bắc
Bộ và Bắc Trung Bộ do sự tăng gradien nhiệt độ và gradien khí áp dọc theo front lạnh, hậu
quả của sự tiến sát lại của không khí lạnh ở phía bắc front lạnh và không khí nóng hay ít
lạnh hơn ở phía nam front.
Những đợt xâm nhập lạnh đã làm cho nhiệt độ tháng 1 của Hà Nội nhỏ hơn nhiệt độ

6. 7
trung bình của vòng cung vĩ tuyến tới 4oC. Kết quả thống kê các đợt xâm nhập của không
khí cực đới biến tính ở Miền Bắc Việt Nam cho thấy trong thời kỳ 10 năm từ 1994 đến
2003 có 294 đợt xâm nhập lạnh. Phân bố các đợt xâm nhập lạnh như sau:
T1 T2 T3 T4 T5 T6 T7 T8 T9 T10 T11 T12 10 năm
47 41 38 25 26 3 0 3 10 27 34 40 294
16 14 13 9 9 1 0 1 3 9 12 14
Như vậy trung bình mỗi năm có gần 30 đợt xâm nhập lạnh. Tháng 9 có 10 đợt (3%),
ba tháng chuyển tiếp là tháng 4, 5 và tháng 10 đều có từ 25-27 đợt (chiếm 9%). Các tháng
mùa đông 11, 12, 1, 2, 3 mỗi tháng có từ 34 đến 47 đợt xâm nhập lạnh (chiếm 12-16%).
Tuy dãy thống kê không dài nhưng cũng đủ để phản ánh đúng tình hình xâm nhập lạnh ở
Miền Bắc Việt Nam trong mùa gió mùa mùa đông, phù hợp với định nghĩa mùa đông
synôp ở Đông Nam Á là từ tháng 11 đến tháng 3 năm sau.
Nguyên nhân của các đợt xâm nhập lạnh lại cần tìm từ các hình thế trên cao và dưới
thấp ở miền vĩ độ trung bình và vĩ độ cao. Những đợt xâm nhập lạnh mạnh bao giờ cũng là
kết quả của sự phối hợp đồng bộ giữa hình thế trên cao và hình thế dưới thấp. Xuất phát từ
cơ chế khởi đầu của quá trình xâm nhập lạnh trước tiên ta hãy xét hình thế trên cao.
2.2.2.1. Hình thế trên cao
Mùa đông ở Bắc Bán Cầu nền nhiệt ở Bắc Cực giảm mạnh, xoáy thuận hành tinh có
tâm ở cực mở rộng đưa không khí cực đới lạnh về phía nam, tiến tới không khí nhiệt đới
tạo đới tà áp mạnh giữa hai khối khí này. Đới tà áp này tạo điều kiện hình thành sóng dài
(sóng Rossby). Sống rãnh trong sóng dài lan truyền theo hướng từ tây sang đông. Trong
rãnh lạnh, không khí lạnh từ dưới mặt đất lên trên cao tiến xa nhất về phía miền nhiệt đới.
Ngược lại, không khí nóng theo các sống nóng trên cao tiến xa về phía cực. Theo Duzen
vào mùa đông, ở trên cao miền Đông Á thường hình thành hình thế hai rãnh một sống điển
hình là: rãnh châu Âu, sống Ural và rãnh Đông Á. Trên hình 2.3 là ba giai đoạn lan truyền
của sống rãnh ở Đông Á gây xâm nhập lạnh mạnh nhất vào miền Đông Nam Trung Quốc
và Việt Nam khi rãnh Đông Á có biên độ lớn nhất tiến tới vị trí trung bình khí hậu của nó
với trục rãnh nằm dọc theo bờ biển Đông Á. Trong một số trường hợp sống Ural tiến rất xa
về phía bắc còn rãnh Đông Á khơi sâu và tiến xa về phía nam. Khi đó xâm nhập lạnh ở
Miền Bắc Việt Nam có thể làm nhiệt độ không khí giảm dưới 0oC (như ở Lạng Sơn chẳng
hạn); hình thế sống rãnh trên cao biểu diễn trên bản đồ hình thế khí áp tuyệt đối mực
500mb ngày 20/12/2003 (Hình 2.3d) là một ví dụ minh hoạ.
Trên front cực gần mặt đất phía đông rãnh châu Âu thường xuyên phát triển các chuỗi
xoáy thuận và từ đó xoáy thuận front di chuyển theo hướng đông bắc còn xoáy nghịch
trung gian và xoáy nghịch kết thúc của chuỗi xoáy di chuyển theo hướng đông nam đưa
không khí lạnh khô tầng trung tập trung vào phần phía xoáy nghịch trung tâm là áp cao
Siberi có tâm ở hồ Baical và Mông Cổ. Tương tự, xoáy nghịch từ chuỗi xoáy trên front
Băng Dương cũng đưa không khí lạnh vào phần đông bắc khu áp cao Siberi.
Như ta sẽ thấy dưới đây, xâm nhập lạnh vào Việt Nam là kết quả của sự phối hợp giữa
hình thế dưới thấp và trên cao trong điều kiện địa hình đặc biệt của miền Đông Á.
Trong dòng xiết nhánh phía nam cao nguyên Tibet cũng hình thành những sóng ngắn
do đới tà áp gây nên. Các sóng ngắn này thường gây ra những đợt xâm nhập lạnh nhỏ,

7. 8
những đợt không khí lạnh tăng cường tiếp sau đợt xâm nhập lạnh trước đó.
Hình 2.3.
Hình thế hai rãnh một sống ở Đông Á gây xâm nhập lạnh tới Nam Trung Quốc và
Bắc Việt Nam tháng 2-1955 (a). Ngày thứ nhất. (b). Ngày thứ ba; (c). Ngày thứ năm (Duzen)
Hình thế trên cao gây xâm nhập lạnh làm giảm nhiệt độ tối thấp xuống tới 0oC ngày 26/12/2002
2.2.2.2. Hình thế mặt đất
Trên bản đồ phân bố khí áp mặt đất tháng 1, đặc trưng cho mùa đông (Hình 2.4) tồn tại
một áp cao lạnh có quy mô lớn nhất trên Trái Đất với tâm ở khu vực Baical - Mông Cổ và
được gọi là áp cao Siberi (hay áp cao lục địa châu Á). Vùng trung tâm áp cao được giới
hạn bởi đường đẳng áp có giá trị 1035mb, trong một số trường hợp khí áp cực đại có thể
trên 1080mb.
Từ hình 2.4 ta có thể thấy ba sống áp cao mở rộng về ba phía từ trung tâm áp cao đó là
sống mở rộng sang phía tây tới tận biển Caspiên và Hắc Hải, sống thứ hai mở rộng về phía
đông bắc của châu Á tới sát Bắc Băng Dương. Hai sống này thể hiện hai hành lang xâm
nhập của khối khí cực từ phía tây và khối khí Băng Dương từ phía bắc và đông bắc về phía
áp cao Siberi. Sống áp cao thứ ba mở rộng về phía đông nam, tiến sâu vào miền nhiệt đới
tới phần phía bắc của Đông Nam Á là hành lang đưa khối khí lạnh khô từ áp cao Siberi vào
Trung Quốc và Bắc Việt Nam. Như vậy, hai sống ở phía tây và phía bắc là hệ quả của

8. 9
Hình 2.4.
Áp cao Siberi và áp thấp Alêut trong hệ thống các dòng khí mặt đất. Tháng 1.
Đường đẳng áp (1- đường đẳng áp, 2, 3 - đường front); véctơ gió trung bình
(mũi tên). (S.P. Khromov, 1957)
Những đợt xâm nhập lạnh do quá trình các cao áp lạnh vốn là các áp cao trung gian và
áp cao kết thúc của chuỗi xoáy thuận trên front Băng Dương và front cực phát triển ở phía
tây và phía bắc sau đó xâm nhập vào áp cao Siberi như đã nói ở trên. Cứ mỗi lần có sự
xâm nhập lạnh theo hai hành lang tây và bắc nói trên thì có sự tăng cường của áp cao
Siberi, khí áp ở vùng trung tâm tăng rõ rệt. Sự tích luỹ không khí lạnh thể hiện ở sự tăng
nhanh của khí áp ở vùng trung tâm áp cao Siberi. Tiếp đó không khí lạnh từ áp cao sẽ di
chuyển xuống phía nam nhưng do cao nguyên Tibet nằm sát ngay phía nam của áp cao
Siberi nên không khí lạnh không thể di chuyển theo hướng này. Chính vì vậy trên trường
áp mặt đất phía bắc cao nguyên Tibet các đường đẳng áp ken sít lại. Cùng thời gian đó,
phối hợp với sự lan truyền sóng dài trên cao, rãnh Đông Á tiến tới vị trí trung bình của nó
với trục nằm dọc theo bờ Đông Á nên áp thấp Alêut phát triển mạnh về phía tây nam ngăn
chặn áp cao Siberi mở rộng về hướng đông. Chính vì vậy không khí cực lục địa lạnh khô
chỉ có thể di chuyển về phía đông nam Trung Quốc. Sự di chuyển này được thể hiện
bằng sự mở rộng của sống áp cao lạnh theo hướng này. Từ ví dụ về đợt xâm nhập lạnh
tháng 12/2002 cho thấy: Ngày 24/12/2002, nghĩa là hai ngày trước khi không khí lạnh xâm
nhập vào Miền Bắc Việt Nam, do không khí lạnh xâm nhập từ phía tây và phía bắc nên áp
cao Siberi mở rộng hai sống cao về hai phía này (Hình 2.5a). Sang ngày 25/12/2002 (Hình
2.5b), không khí lạnh xâm nhập vào trung tâm áp cao làm tăng khí áp ở vùng trung tâm tới
1080mb, nghĩa là lớn hơn khí áp trung bình nhiều năm tới 45mb. Tiếp đó, một cách logic
phải xảy ra quá trình giải toả khối khí lạnh tập trung quá lớn này. Với những lý do như đã
trình bày ở trên, không khí lạnh chỉ có thể dịch chuyển về

9. 10
Hình 2.5.
Do sự xâm nhập của không khí lạnh từ phía tây và phía bắc
áp cao Siberi cùng với các áp cao tách ra từ front cực và front
Băng Dương ngày 24/12/2002 áp cao Siberi tăng cường đồng
thời áp thấp Alêut mở rộng về phía tây nam. Ngày 25/12/2002
do sự di chuyển của áp cao và sự mở rộng của sống áp cao
về phía đông nam không khí lạnh xâm nhập vào miền Đông
Nam Trung Quốc và sau đó tới Bắc Việt Nam vào ngày
25/12/2002. Đến ngày 26/12/2002 xâm nhập lạnh đạt cường độ
mạnh nhất. Ngày hôm sau do phát xạ trong điều kiện trời
quang nhiệt độ hạ rất thấp, tuyết rơi ở Lạng Sơn.
Phía đông nam, sống áp cao mở rộng về phía này thể hiện sự phân kỳ, lan toả của
không khí cực đới đã nóng và ẩm lên ít nhiều (Hình 2.5c). Khi di chuyển tới đông nam
Trung Quốc và khi di chuyển tới Bắc Việt Nam, nó trở thành khối khí cực đới biến tính.
Sau khi tới miền Đông Nam Trung Quốc, không khí lạnh không thể tiến thẳng về phía Bắc
Việt Nam do bị ngăn chặn bởi dãy núi Nam Lĩnh ở Hoa Nam Trung Quốc. Trong trường
hợp lớp không khí lạnh không đủ dầy, front thường dừng lại ở phía bắc dãy Nam Lĩnh tạo
thành “front tĩnh Hoa Nam”. Front tĩnh này có thể dừng lại một thời gian cho đến khi
không khí lạnh tích luỹ đủ dày để vượt qua dãy Nam Lĩnh. Khi đó front lạnh di chuyển rất
nhanh về phía biên giới Việt Nam và Biển Đông xâm nhập sâu xuống phía nam. Trong một
số trường hợp ngay vào giữa mùa đông ta cũng có thể thấy front lạnh nằm ở rìa phía nam
áp cao Siberi kéo dài lên phía đông bắc nối liền với áp thấp trên Đài Loan, áp thấp trên
Nhật Bản và áp thấp Alêut ở phía đông bắc tạo thành một chuỗi xoáy thuận (Hình 2.6).
Áp thấp Alêut khi đó thường nằm trong giai đoạn cố tù và phát triển về phía tây nam,
tương ứng với sự phát triển của rãnh Đông Á cũng theo hướng này. Trên hình 2.6 minh
hoạ hình thế chuỗi xoáy trên đoạn front cực ở miền Tây Bắc Thái Bình Dương. Ta có
thể thấy rõ chuỗi xoáy này áp cao Siberi đóng vai trò một áp cao kết thúc của chuỗi
xoáy.

10. 11
ÁP THẤP
ALÊUT
ÁP THẤP
ÁP CAO
TRÊN
SIBÊRI
NHẬT
(ÁP CAO LỤC
ĐỊA)
ÁP THẤP
TRÊN ĐÀI LOAN
Hình 2.6.
Chuỗi xoáy thuận trên front cực với áp cao Siberi, các áp thấp
trên Đài Loan và Nhật Bản và áp thấp Alêut trên front cực ở
Tây Bắc Thái Bình Dương (trích từ bản đồ mặt đất Âu Á
7h ngày 24/1/1985 của Trung tâm Quốc gia dự báo khí tượng
thuỷ văn)
Rìa phía nam sống áp cao Siberi là front lạnh nằm dọc theo 28oN, kéo dài về phía
đông bắc qua Đài Loan về phía Nhật Bản. Đây chính là chuỗi xoáy thuận trên front cực với
hai xoáy thuận, chính là đoạn front cực ở Tây Bắc Thái Bình Dương như đã được xác định
trên bản đồ front khí hậu học của S. P Khromov. Như ta đã nói ở phần trên, trên chuỗi
xoáy thuận front đó, áp cao Siberi đóng vai trò một áp cao kết thúc của chuỗi xoáy. Một
điều đặc biệt là đoạn front lạnh ở rìa phía nam của áp cao Siberi nằm trong một rãnh khuất.
Chính vì vậy đường front nằm song song với đường đẳng áp, cánh rãnh ở phía bắc front
dốc hơn so với cánh rãnh ở phía nam front. Điều đó thể hiện rất rõ trên trường áp: ở phía
bắc front, gradient khí áp ngang lớn hơn so với ở phía nam front. Kết quả là gió đông bắc ở
phía bắc front mạnh hơn gió ở phía nam front. Hệ quả thứ hai được thể hiện trên trường
mây.
Hệ thống mây front lạnh vào giữa mùa đông được đặc trưng bởi mây tằng (St)và mảnh
mây tích (Cu fra) ở gần mặt đất và trên đó là mây tằng tích (Sc) ở độ cao 1400-1800m,
khác nhiều so với hệ thống mây của front lạnh gần trung tâm xoáy thuận front. Độ dày của
lớp không khí lạnh dưới front lạnh ở Trung Quốc có thể đạt tới 3000m nhưng càng về phía
nam độ dày này càng giảm tới Miền Bắc Việt Nam chỉ còn từ 1500-2000m, nghĩa là từ mặt
đất đến mực 850mb.
Như vậy là ở mặt đất hệ thống gây xâm nhập lạnh chính là áp cao Siberi. Ngoài ra,
rãnh trong đới gió tây nhánh phía nam cũng gây những đợt xâm nhập lạnh ở trên cao.

11. 12
Hình 2.7.
Hình thế xâm nhập lạnh với front lạnh và chuỗi xoáy thuận biểu diễn rõ trong các ngày 11,
12, 13 tháng 03 năm 2005
Để minh hoạ cho một đợt xâm nhập lạnh sau front lạnh chúng tôi dẫn ra hình thế thời
tiết ngày 11, 12, 13 tháng 3 năm 2005 (Hình 2.7). Ngày 11 tháng 3 chuỗi front biểu hiện rõ
ở Miền Nam Trung Quốc với áp cao Siberi đóng vai trò áp cao kết thúc chuỗi xoáy, và hai
xoáy thuận front nằm trên đoạn front kéo dài về phía đông bắc. Nhiệt độ ở phía bắc của
front khoảng 13-14oC ở phía nam front 16-17oC. Ngày 12 front di chuyển nhanh tới miền
biên giới phía bắc Việt Nam phía bắc front khối khí cực đới biến tính đã có nhiệt độ tăng
tới 19oC còn phía nam front là khoảng 23-24oC. Như vậy nhiệt độ có thể giảm tối đa là 4-
5oC. Ngày 13 tháng 3 điểm cực nam của front đã đạt tới 17oN nghĩa là tới phần phía nam
của Bắc Trung Bộ. Ở Miền Bắc, không khí lạnh xâm nhập rất mạnh xuống phía nam
nơi các dãy núi có hướng đông bắc tây nam như mở ra đón các dòng khí lạnh tràn
nhanh xuống phía nam tới đồng bằng Bắc Bộ và sau đó di chuyển nhanh tới Bắc Trung
Bộ trong vòng 24h. Chính vì vậy đường front lạnh mặt đất võng xuống dọc theo bờ
biển, còn ở phía tây front lạnh bị giữ lại bởi dãy Hoàng Liên Sơn ở phía bắc và dãy
Trường Sơn ở phía nam. Ở phía đông như bị tĩnh lại bởi các dãy núi trên đảo Hải Nam.
Không khí lạnh chỉ có thể xâm nhập vào Miền Tây Bắc qua các thung lũng thấp chẳng
hạn như các thung lũng trong cao nguyên Mộc Châu. Trong thời gian này khu vực Tây
Bắc ít chịu ảnh hưởng của không khí lạnh.
Càng đi xuống phía nam front lạnh biến dạng dọc bờ biển; không khí lạnh di chuyển
nhanh, phần phía đông chuyển động chậm hơn (Hình 2.7). Phía nam vĩ độ 15-16oN do

12. 13
không khí lạnh biến tính nhanh thành không khí nóng và ẩm, đường front lạnh mờ dần và
tan hẳn. Rất ít khi front lạnh giữa mùa đông còn biểu hiện rõ khi tới vĩ độ 12 - 13oN.
2.2.2.3. Các dấu hiệu synôp của đợt xâm nhập lạnh
Xuất phát từ cơ chế xâm nhập lạnh ở dưới thấp và trên cao có thể rút ra một số dấu
hiệu của đợt xâm nhập lạnh vào Việt Nam:
a/ Sự mở rộng về phía tây và phía bắc của sống áp cao Siberi: Khi hình thành hai sống
áp cao Siberi ở phía tây và phía bắc của trung tâm áp cao, trong đó có thể có các áp cao
lạnh di chuyển từ front cực hay front Băng Dương thì 2-3 ngày sau sẽ có sự xâm nhập lạnh
vào Việt Nam.
b/ Sự tăng cường của vùng trung tâm áp cao Siberi: Do sự bổ sung không khí lạnh từ
các áp cao lạnh ngoại nhiệt đới khối lượng không khí lạnh ở vùng trung tâm áp cao Siberi
tăng sẽ làm khí áp ở đây tăng lên. Kết quả thống kê cho thấy khí áp ở vùng trung tâm áp
cao Siberi từ 1060-1080mb. Không khí lạnh sẽ có khả năng xâm nhập vào Việt Nam. Để
đặc trưng cho sự tăng cường của áp cao Siberi thông qua sự mở rộng của khu vực trung
tâm giới hạn bởi đường đẳng áp 1035mb, giá trị khí áp cao nhất quan trắc được ở trung tâm
hay khí áp trung bình của một số trạm ở khu vực đó. Chênh lệch áp vùng trung tâm với
trạm Hà Nội vượt quá một ngưỡng nào đó cũng là một dấu hiệu cho sự xâm nhập lạnh vào
Việt Nam. Trên dãy số liệu khí áp lịch sử ta có thể tìm được chỉ tiêu dự báo xâm nhập lạnh
theo chênh lệch áp này, tương tự phương pháp của Nguyễn Vũ Thi đã sử dụng tìm chỉ tiêu
dự báo xâm nhập lạnh hạn 24 giờ
c/ Vị trí, phạm vi mở rộng và độ sâu của rãnh Đông Á: Có thể dự tính tốc độ sóng dài,
quãng đường dịch chuyển của rãnh Đông Á và xác định thời điểm rãnh Đông Á tới vị trí
trung bình ở bờ biển Đông Á, đó chính là thời điểm có xâm nhập lạnh mạnh nhất. Có thể
đánh giá sự mở rộng và độ sâu của rãnh sóng dài so với trạng thái trung bình bằng cách so
sánh các đặc trưng này với phạm vi và độ sâu trung bình của rãnh vào tháng tương ứng,
biến áp 24h cũng là dấu hiệu nhận biết sự xâm nhập lạnh. Có thể dự đoán xu thế tăng
cường của rãnh Đông Á theo giá trị biến cao ở phía nam rãnh. Giá trị biến cao âm 24h càng
lớn rãnh càng có xu thế sâu thêm. Theo chỉ tiêu này có thể dự báo xu thế tăng cường và vị
trí tương lai của rãnh Đông Á tạo điều kiện cho áp thấp Alêut mở rộng về phía tây nam
tăng cường xâm nhập lạnh lệch theo hướng bắc nam và xâm nhập vào Việt Nam.
d/ Độ nghiêng của cánh rãnh phía sau của rãnh Đông Á: Độ nghiêng của cánh rãnh
phía tây của rãnh Đông Á tại mực 500mb càng nghiêng theo hướng bắc nam thậm chí đông
bắc – tây nam, không khí lạnh phần giữa tầng đối lưu được vận chuyển càng mạnh về phía
nam. Dòng khí ở khu vực này tại mực 500mb cũng là dòng dẫn trung tâm áp cao Siberi di
chuyển về phía nam và đông nam. Dòng khí này càng mạnh và có thành phần kinh hướng
càng lớn, xâm nhập lạnh càng mạnh. Xâm nhập lạnh mạnh nhất khi rãnh này có hướng
đông bắc - tây nam (hướng siêu cực), tương tự đợt xâm nhập lạnh gây tuyết ở Lạng Sơn
ngày 25 -26 tháng 12 năm 2002 (Hình 2.7).
Vào cuối mùa đông phạm vi xoáy thuận hành tinh thu hẹp lại về phía cực, nhiễu động
sóng dài không mạnh với biên độ nhỏ hơn và rãnh nông hơn. Thành phần kinh hướng cánh
rãnh phía sau của rãnh Đông Á giảm đi rõ rệt. Dòng dẫn mực 500mb đưa tâm áp cao lệch
về phía đông hơn, tạo hình thế lệch đông của áp cao Siberi. Hệ quả là xâm nhập lạnh yếu
hơn, không khí cực đới biến tính trước khi tới Việt Nam đã di chuyển trên quãng đường

13. 14
dài trên biển đông Trung Quốc nên ấm và ẩm hơn.
e/ Phạm vi và cường độ dòng xiết trên Nhật Bản: Khi rãnh Đông Á sâu thêm, không
khí lạnh xâm nhập xuống phía nam tăng cường đới tà áp trên đất Nhật vốn đã rất mạnh.
Khi đó tốc độ dòng xiết trên đất Nhật mạnh thêm, chiều ngang dòng xiết mở rộng, trục
dòng xiết dịch về phía nam so với vị trí trung bình.
Một điều đặc biệt là rãnh gió tây ôn đới có thể gây ảnh hưởng rất xa vào miền nhiệt đới
Đông Nam Á. Rãnh lạnh trong đới gió tây ôn đới có thể đưa không khí lạnh tới Miền Bắc
Việt Nam làm tăng độ bất ổn định gây mưa rào và dông ngay trong tháng chính đông.
2.2.3 Hình thế đặc trưng cuối mùa đông
Vào cuối mùa đông, tháng 2, tháng 3 khi xoáy thuận hành tinh thu hẹp dần lại sống
rãnh trong sóng Rossby (sóng dài) có biên độ giảm dần, các đợt xâm nhập lạnh yếu dần,
biên độ rãnh Đông Á giảm rõ rệt, rãnh nông hơn, thành phần kinh hướng của cánh rãnh
phía tây giảm hẳn, đưa trung tâm áp cao Siberi di chuyển lệch đông. Sự lệch đông của áp
cao Siberi còn do về cuối mùa đông áp thấp Alêut thu hẹp và rút lui về phía đông bắc, tạo
điều kiện cho áp cao Siberi mở rộng về phía đông.
Vào thời gian này trên biển đông Trung Quốc có thể hình thành trung tâm áp cao phụ
tách ra từ phần đông nam của sống áp cao Siberi và trong áp cao phụ này không khí cực
đới biến tính di chuyển qua quãng đường dài trên biển trở nên nóng và ẩm lên nhiều trước
khi tới miền ven biển Bắc Việt Nam, thường gây thời tiết mưa nhỏ, mưa phùn rất đặc
trưng.
Trong thời kỳ cuối mùa đông áp cao có thể để lại trung tâm áp cao mỏng phát triển
trên phạm vi không lớn, tồn tại cùng với trung tâm chính của áp cao Siberi là hai áp thấp
có thể tạo thành hình thế yên khí áp trên vịnh Bắc Bộ. Đó là hình thế thuận lợi cho sương
mù trên biển xuất hiện.
2.3 XÂM NHẬP LẠNH VÀ HỆ THỐNG THỜI TIẾT
2.3.1 Thời tiết vào đầu và giữa mùa đông
Xâm nhập lạnh trước hết gây ra sự giảm nhiệt độ khi front lạnh đi qua địa phương,
không khí vốn khống chế địa phương được thay thế bằng không khí lạnh ở phía bắc front
lạnh, nghĩa là khi đó sự xâm nhập lạnh gây nên sự giảm nhiệt độ đến mức bằng chênh lệch
nhiệt độ của không khí ở hai bên front lạnh. Như trên đã nói khi front lạnh rõ, chênh lệch
này là 8 - 10oC còn khi front lạnh mờ chênh lệch này là 4 - 5oC. Tuy nhiên, không khí cực
khi di chuyển về phía nam thường biến tính và sự giảm nhiệt độ không thể đạt tới chênh
lệch này mà phải từ mức độ nóng lên của không khí là 1 - 2oC chẳng hạn. Hơn nữa, do địa
hình và đặc điểm địa lý tự nhiên trường nhiệt độ có sự phân hoá rõ rệt.
Hệ quả thứ hai là sự tăng mạnh của tốc độ gió trước khi front lạnh tới, đặc biệt là trên
biển. Trường hợp đó thường xảy ra khi trước front lạnh đang tồn tại một dải áp thấp, khi đó
gió có thể chuyển hướng đông bắc trước khi front lạnh về do hoàn lưu của phần phía bắc
của dải thấp này. Trên cao (mực 500 - 200mb) dòng xiết gió tây nhánh phía nam có thể gây
gió cực đại trên Hà Nội tới 30 - 45m/s. Màn mây front lạnh vào giữa mùa đông chủ yếu

14. 15
bao gồm mây Sc, St và Cufar do sự xáo trộn của không khí lạnh sau front lạnh do ảnh
hưởng của ma sát vào đầu và cuối mùa đông khi không khí phía nam front lạnh còn nóng
và ẩm. Dọc theo front lạnh có thể hình thành dải mây Cu và Cb (mây vũ tích) cho mưa rào
và dông. Những đợt xâm nhập của không khí lạnh vào tháng 4, tháng 5 vẫn có thể gây mưa
rào và dông, làm giảm nhiệt độ đáng kể và chấm dứt các đợt nắng nóng thường xảy ra vào
hai tháng này trong năm. Ngoài ra, ngay giữa mùa đông ở Miền Bắc có thể có dông do
xâm nhập lạnh mạnh ở cánh rãnh phía tây trong dòng xiết gió tây nhánh phía nam, làm
giảm nhiệt độ trên cao và tăng mạnh độ bất ổn định của khí quyển, gây dòng thăng phối
hợp cùng dòng thăng trong rãnh trên cao.
Về phía nam, ở Bắc Trung Bộ dãy Trường Sơn nằm theo hướng tây bắc - đông nam,
ngăn chặn không khí lạnh thổi theo hướng đông bắc tới. Khi không khí lạnh đủ nóng và ẩm
do biến tính nó sẽ bốc lên cao tạo hệ thống mây tích cho mưa rào và dông. Mặt khác, cũng
do ảnh hưởng của địa hình gió thịnh hành vào mùa đông ở vùng này là tây bắc, thay vì
đông bắc như các vùng khác. Ở phía nam vĩ tuyến 16oN xâm nhập lạnh chỉ làm giảm nhẹ
nhiệt độ và tăng lượng mây ở vùng ven biển và cho mưa nhỏ. Về phía nam, Nam Bộ và
Tây Nguyên thời gian này là mùa khô. Xâm nhập lạnh gần như không ảnh hưởng tới Tây
Nguyên và Nam Bộ. Ở Nam Bộ và miền biển phía nam Nam Bộ vẫn thường xuyên tồn tại
dải áp thấp xích đạo cũng cho mây tích kém phát triển và cho mưa rào. Tuy nhiên, từ Bắc
Trung Bộ về phía nam bão và dải hội tụ nhiệt đới hoạt động mạnh từ tháng 9 đến tháng 12
có thể gây mưa to gió lớn đảo lộn thời tiết ở khu vực này, thậm chí có thể phối hợp với
xâm nhập lạnh gây nên những đợt mưa lớn gây lũ lụt lịch sử.
Hình 2.8.
Sơ đồ mặt cắt thẳng đứng theo chiều bắc nam qua front lạnh trên Biển Đông trong thời kỳ gió mùa
đông bắc. Phần trên hình mô tả màn mây tăng ở phía bắc 16°N và mây tích ở gần 13°N. Phần dưới
hình biểu diễn giá trị trung bình của nhiệt độ mặt biển To , nhiệt độ không khí TA và điểm sương Td.
Đường chấm gạch là giới hạn dưới tầng nghịch nhiệt front. (Atkinson,1971)

15. 16
Trên hình 2.8 là sơ đồ mặt cắt thẳng đứng qua hệ thống mây của front lạnh với độ rộng
từ 24°N nơi không khí lạnh xâm nhập vào Bắc Việt Nam, tới khoảng 13°N, ở Nam Trung
Bộ. Các đường tầng kết nhiệt cắt qua màn mây cho thấy nghịch nhiệt trong front lạnh
mỏng dần khi đi về phía nam và tan đi khi tới 15oN. Các đường phân bố nhiệt cho thấy từ
khoảng 21oN đến 13oN có sự tăng của nhiệt độ mặt biển To từ 10oC tới 25oC: về nhiệt độ
không khí và điểm sương Td tăng từ 3oC đến 20oC. Tới khoảng 15oN rất khó xác định
đường front do không khí cực đới đã biến tính rất mạnh sau khi đi một quãng đường dài
trên Biển Đông Trung Quốc và Biển Đông Việt Nam.
Mây tằng tích Sc phía dưới lớp nghịch nhiệt front, dưới mực 850mb, hình thành do
không khí lạnh biến tính tăng ẩm và nhiệt độ trong quá trình trao đổi rối giữa mặt biển với
không khí trên nó có thể cho mưa nhỏ, mưa phùn. Từ 14oN về phía nam tới phần Nam
Biển Đông mây tích như biểu diễn ở phần trên bên phải hình 2.8 phát triển do nhiệt độ mực
biển lớn và tác động xa của không khí lạnh (Cheng, 1985).
St
Sc
Hình 2.9.
Mặt cắt thẳng đứng đông - tây trên Biển Đông trong thời kỳ gió mùa đông bắc.
Gió đông bắc bốc lên cao trên sườn đông Trường Sơn tạo mây St và Sc dưới mực 800mb và gió tây
bốc lên cao phía trên gió đông bắc mặt đất tạo màn mây As
Khi di chuyển đến Bắc Trung Bộ dưới tác động của dãy Trường Sơn một phần
khối khí cực đới biến tính phần dưới di chuyển về phía đông nam dưới dạng gió
hướng tây bắc, một phần bị đẩy lên cao và bị cuốn theo gió tây trên cao. Trong khi đó
ở mặt đất dòng khí thổi dọc sườn đông Trường Sơn về phía đông nam. Chính vì vậy ở
những tỉnh Miền Bắc Trung Bộ từ Đồng Hới tới Huế gió thịnh hành mặt đất không
phải đông bắc mà là tây bắc.
Đặc điểm của hệ thống thời tiết khi đó tùy thuộc vào độ dầy của lớp không khí lạnh
dưới thấp: Nếu lớp khí lạnh trong gió mùa đông bắc đủ dầy thì trên sườn đông Trường Sơn
đón gió dòng khí thăng cưỡng bức do địa hình tạo hệ thống mây kéo dài từ đỉnh núi ra tới
Biển Đông, cho mưa (Hình 2.10). Trên sườn tây Trường Sơn khuất gió trời quang do dòng
giáng, chỉ có thể có các vệt mây Ac, đó là mây dạng luống do chuyển động sóng dưới ảnh
hưởng của địa hình. Trường hợp này thường xẩy ra từ tháng 10 đến tháng 2 năm sau.
Vào các tháng cuối mùa đông khi lớp khí lạnh mỏng sự di chuyển không khí lạnh
xuống phía nam dòng thăng không mạnh ở phía đông Trường Sơn chỉ hình thành màn mây
St mỏng, ranh giới không rõ, cách xa đỉnh núi và duyên hải, thường tan vào buổi trưa màn

16. 17
mây thường duy trì ở phía bắc Hải Vân. Buổi chiều mây tích và vũ tích phát triển mạnh do
quá trình đốt nóng mạnh và không đồng đều trên mặt đất.
Hình 2.10.
Sơ đồ mặt cắt theo vĩ tuyến 16o N qua Trường Sơn và Biển Đông trong gió mùa đông
bắc dầy (Nguyễn Hữu Hậu,1971)
Vào đầu mùa đông khối không khí lạnh phía bắc front lạnh đẩy khối khí nhiệt đới
còn đang nóng và ẩm nằm ở phía nam front lạnh lên cao tạo điều kiện khởi đầu phát
triển đường tố dưới dạng dải mây tích trước front lạnh cho mưa rào và dông. Cuối mùa
đông, không khí cực đới biến tính đi qua biển đông Trung Quốc, biến tính thêm, tăng
nhiệt độ và độ ẩm khi tới Miền Bắc Việt Nam thường cho mưa nhỏ, mưa phùn. Vào
thời gian này đường tố và dông có thể xuất hiện trước front lạnh tương tự như đầu mùa
đông.
Khi gió mùa ngừng thì ở Miền Bắc có thể xuất hiện tín phong đông nam nóng ẩm.
Trong khi đó, khi có xâm nhập lạnh ở Miền Nam Việt Nam có thể có gió đông bắc từ áp
cao Siberi, nhưng đồng thời cũng có thể có tín phong đông bắc. Cần lưu ý là hai dòng khí
này xuất phát từ hai nguồn khác nhau. Gió mùa đông bắc từ cao áp Siberi là áp cao cực.
Tín phong xuất phát từ rìa phía nam của cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình Dương nóng tầm
cao, về bản chất khác với khối khí cực đới biến tính lạnh và khô từ Siberi là cao áp lạnh chỉ
bao quát một lớp khoảng 1-2km sát mặt đất. Tín phong khi gặp gió đông bắc từ áp cao
Siberi thì bao giờ cũng nằm phía trên gió mùa đông bắc (NieWolt, 1972).
2.3.2 Thời tiết cuối mùa đông
Vào các tháng cuối mùa đông (tháng 3, tháng 4) các đợt xâm nhập lạnh từ Bắc
Cực về phía miền nhiệt đới đã giảm yếu, áp thấp hành tinh Bắc Bán Cầu đã thu hẹp
về phía cực. Xâm nhập lạnh giảm yếu làm cho đới tà áp đi kèm đới gió tây rìa xoáy
thuận hành tinh cũng giảm yếu, hoạt động sóng trong đới gió tây giảm tần suất rõ rệt,
các sóng dài giảm biên độ, thành phần vĩ hướng trong đới gió tây tăng. Hệ quả là rãnh
Đông Á trong thời gian này cũng nông dần. Dòng dẫn đưa áp cao Siberi lệch về phía
đông, sống áp cao Siberi cũng có xu thế phát triển về phía đông nam. Khi đó quỹ đạo
của không khí lạnh sẽ đi qua biển đông Trung Quốc qua vịnh Bắc Bộ vào Việt Nam.
Vào cuối đợt lạnh phía đông Bắc Bộ sống áp cao suy yếu, dòng khí lạnh xâm nhập
qua biển với độ ẩm lớn trong điều kiện vẫn tồn tại nghịch nhiệt ở phía đông Bắc Bộ
khi đó có thể xuất hiện mưa nhỏ, mưa phùn.
Ta hãy xem xét hình thế của một đợt mưa nhỏ, mưa phùn từ 15 đến 18/3/2005 ở phía
đông Bắc Bộ. Ngay từ ngày 14 đã có thể thấy một số dấu hiệu suy yếu của sống áp cao

17. 18
Siberi ở phía đông Bắc Bộ. Khí áp ở đây tiếp tục giảm, các đường đẳng áp dãn ra, phần
sống phát triển trên Biển Đông Trung Quốc thể hiện rõ. Trên Bắc Bộ các đường đẳng áp có
dạng vĩ hướng rõ rệt (Hình 2.11) ở Bạch Long Vĩ gió lệch đông hơn nên gió đông đông
bắc có tốc độ yếu 2m/s.
Hình 2.11.
Hình thế synôp ở mặt đất với áp cao phát triển lệch đông đang suy yếu trong hình thế gây
mưa nhỏ mưa phùn
Ngày 14-3-2005 Miền Bắc nằm sâu trong sống áp cao phát triển lệch đông với phần áp
cao đang có dấu hiệu suy yếu: biến áp giảm, các đường đẳng áp ở phía đông dãn ra,
gradien khí áp ngang giảm (Hình 2.11).
Gió tây nam ở nhánh phía đông rãnh trên cao phát triển từ mực 700mb đến 500mb,
nghịch nhiệt dưới 1500m. Chính đới gió tây nam này ngăn chặn sự phát triển theo chiều
của mây Sc. Do độ ẩm khá lớn (11,4g/kg) do gió đông nam nên dưới lớp nghịch nhiệt xuất
hiện các loại mây mỏng Cufra, St cho mưa nhỏ, mưa phùn. Cần lưu ý là dòng tây nam ở
phía trước rãnh đưa không khí nóng tới cao không miền đông bắc, ngược lại với trường
hợp gió tây bắc ở cánh rãnh phía sau đưa không khí lạnh tới làm tăng độ bất ổn định và
tăng cường sự phát triển của mây như trường hợp ngày 13/3/2005 trước đợt mưa nhỏ, mưa
phùn này.

18. 19
Hình 2.12.
Các hình thế synôp mặt đất gây sương mù trên vịnh Bắc Bộ và vùng phụ cận khi không khí cực
đới biến tính tăng độ ẩm và nhiệt độ trong thời kỳ gió mùa đông bắc suy yếu.
C: cao áp; T: thấp áp
Một hình thế thời tiết khác cũng đặc trưng cho các tháng mùa đông đó là hình thế
gây sương mù. Vào giữa mùa đông khi những đợt xâm nhập lạnh mạnh vào Bắc Bộ,
không khí lạnh sau front lạnh đưa lại thời tiết trời quang mây tạo điều kiện cho mặt đất
phát xạ rất mạnh. Phía dưới nghịch nhiệt front hình thành sương mù bức xạ ở miền núi
và vùng ven, kéo dài cho tới phía bắc dãy Bạch Mã. Vào cuối mùa đông sương mù bình
lưu hình thành trong khu vực sống áp cao đang suy yếu, có thể tạo hình thế yên khí áp
trên vịnh Bắc Bộ (Hình 2.12a, b). Đặc biệt là khi các đường đẳng áp của bộ phận áp
cao lệch đông (có nguồn gốc từ áp cao Siberi) tạo nên các đường đẳng áp kinh hướng
trên vịnh Bắc Bộ (Hình 2.12c), dòng khí nóng ẩm có nhiệt độ 24 - 25oC từ phía đông
nam thổi vào miền ven biển Bắc Bộ xáo trộn với không khí lạnh ở đây có nhiệt độ thấp
(chỉ 14 - 15oC). Sự xáo trộn giữa hai khối không khí này tạo điều kiện hình thành
sương mù bình lưu. Sương mù cũng có thể hình thành trên vịnh Bắc Bộ khi mây Sc bị
nghịch nhiệt nén xuống dưới thấp tạo sương mù trên biển. Một điều đặc biệt trong loại
sương mù này là nó vẫn tồn tại trong tốc độ gió khá lớn (gió ở Bạch Long Vĩ có thể tới
10m/s) gió càng mạnh sương mù càng lan toả và mở rộng phạm vi bao phủ.
2.4 HÌNH THẾ SYNÔP TRONG MÙA GIÓ MÙA MÙA HÈ
2.4.1 Hình thế đầu mùa hè
Hình thế bắt đầu gió mùa mùa hè ở Nam Bộ và Tây Nguyên là hệ quả của sự thay đổi
cấu trúc hoàn lưu quy mô lớn ở Đông Nam Á.

19. 20
Hình 2.13.
Trường dòng mặt đất tháng 4 với áp cao trên vịnh Bengal, sống áp cao cận nhiệt
khống chế trên Đông Dương và dải áp thấp xích đạo nằm ở rìa phía namsống cao áp
này và áp thấp trên Ấn Độ phát triển yếu (Harris, 1970).
Tháng 3, tháng 4 trong khi Miền Bắc đang nằm trong thời tiết sương mù mưa phùn
ẩm ướt khi có những đợt xâm nhập lạnh cuối mùa đông thì ở Nam Bộ và Tây Nguyên
lại chịu những ngày nắng nóng, khô hạn. Tháng 3 và gần hết tháng 4 ở Tây Nguyên là
thời gian nhiệt độ không khí đạt cực đại trong năm. Nguyên nhân của tình trạng này là
dòng giáng quy mô synôp gây nên bởi hệ thống áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương
lấn sâu về phía tây tới lục địa Đông Nam Á và áp cao trên vịnh Bengal (Hình 2.13).
Phía nam áp cao Tây Thái Bình Dương là dải áp thấp xích đạo kéo dài sát phía bắc
xích đạo và lan tới mực 700mb. Tháng 4 trên Ấn Độ bắt đầu hình thành và phát triển một
áp thấp nóng chỉ giới hạn trong khu vực Ấn Độ. Tình trạng Nam Bộ và Tây Nguyên không
có dòng cung cấp ẩm từ biển vào và chịu sự khống chế của dòng giáng quy mô lớn của
sống áp cao, ngăn chặn sự hình thành mây và mưa sẽ được giải toả nếu có sự thay đổi một
cách cơ bản trong cấu trúc hoàn lưu ở Nam Á. Và điều đó xảy ra vào khoảng cuối tháng 4,
đầu tháng 5, quá trình đó thể hiện ở sự phát triển và mở rộng của áp thấp Nam Á từ Ấn Độ
sang phía đông tạo nên rãnh gió mùa bao trùm Đông Nam Á đẩy áp cao cận nhiệt Tây Thái
Bình Dương ra phía Biển Đông Việt Nam (Hình 2.14).

20. 21
Hình 2.14.
Trường dòng mặt đất tháng 5 (Harris, 1970)
Dải áp thấp xích đạo thu hẹp trong khu vực nhỏ trên vùng biển phía nam Nam Bộ. Dải
đệm đã tiến lên phía bắc xích đạo trở thành sống áp cao đưa tín phong Nam Bán Cầu từ áp
cao châu Úc chuyển hướng và nhập với đới gió tây nam ở phần nam áp thấp Nam Á trở
thành đới gió mùa tây nam ở mặt đất và đới gió tây biểu hiện rõ từ mực 850mb lên tới mực
700mb.
Trên Tây Nguyên và Nam Bộ thịnh hành đới gió tây nam, mùa gió mùa mùa hè bắt
đầu. Tuy nhiên, ở Miền Nam Trung Quốc vẫn tồn tại chuỗi áp thấp và vẫn tồn tại bộ phận
không khí lạnh dưới dạng áp cao. Từ mực 700 và 500mb, rãnh gió tây ôn đới vẫn lan tới vĩ
độ 20oN gây ảnh hưởng đến thời tiết Bắc Bộ.

21. 22
Hình 2.15.
Áp thấp bất đối xứng ở Bắc Bộ trên bản đồ mặt đất ngày 29/4/2005
Bão bắt đầu hoạt động từ tháng 6 ở Bắc Bộ và Bắc Biển Đông. Nhưng khi không có
bão, thời tiết đặc trưng trong tháng 5 và tháng 6 là nắng nóng. Điều đó là do trong thời gian
từ tháng 5 đến tháng 6 các xoáy thuận ở Nam Trung Quốc có thể phát triển và mở rộng,
đặc biệt là áp thấp nóng trên cao nguyên Vân Quý. Khi mở rộng và khơi sâu tới Bắc Bộ áp
thấp Vân Quý còn gọi là áp thấp nóng Bắc Bộ gây tình trạng nắng nóng diện rộng ở Bắc
Bộ và Bắc Trung Bộ rất điển hình cho hình thế thời tiết đầu mùa hè ở đây. Để minh hoạ
chúng tôi dẫn ra một đợt nắng nóng cuối tháng 4 đầu tháng 5 năm 2005.
Đợt nắng nóng này kéo dài khoảng 7 ngày, nhiệt độ tối cao ở nhiều nơi thuộc Bắc Bộ
và Bắc Trung Bộ vượt quá 37oC. Ở Bắc Trung Bộ có nơi nhiệt độ tối cao vượt quá 42 -
43oC. Có thể thấy rõ nguyên nhân của đợt nắng nóng này qua cấu trúc của áp thấp Vân
Quý và trường gió trong trường hợp này. Từ bản đồ mặt đất ngày 29/4/2005 ta thấy áp thấp
lệch tâm với tâm ở khu vực cao nguyên Vân Quý tại vĩ độ 28oN- 98oE. Khí áp ở vùng
trung tâm là 998mb ngày 30/4/2005. Điều đặc biệt ở đây là do sự lệch tâm của áp thấp nên
ở rìa phía tây nam của trung tâm áp thấp đã tạo ra khu vực đặc biệt ken sít của các đường
đẳng áp tại khu vực có nhiệt độ cao, hồi 13 giờ lên tới 36oC. Liên quan với gradient khí áp
lớn ở khu vực này là dòng khí hướng từ phía tây bắc rất mạnh thổi vào khu vực áp thấp,
mang theo không khí nhiệt đới lục địa rất nóng và khô thổi vào Bắc Bộ và Bắc Trung Bộ.
Tại mực 900mb tốc độ gió tây nam ở Hà Nội lên tới 10m/s trong khi đó tại Đà Nẵng tốc độ

22. 23
gió là 5m/s. Trên khu vực Bắc Trung Bộ ta thấy các đường đẳng áp dãn ra và tạo rãnh
hướng về phía đông nam. Sự dãn ra của các đường đẳng áp ở đây là do sự tăng nhiệt độ bổ
sung do tác động của hiệu ứng fơn của dãy Trường Sơn. Nhiệt độ tại khu vực này lúc
13giờ là 37 - 38oC. Sự dãn ra của các đường đẳng áp ở Bắc Trung Bộ thể hiện sự giảm của
gradien khí áp và sự giảm yếu của gió hướng nam và đông nam của khu vực áp thấp, dòng
khí với tốc độ nhỏ không có khả năng đưa không khí mát, ẩm từ biển vào đất liền. Ở Bắc
Trung Bộ trong điều kiện trời nắng, quang mây không có nguồn ẩm từ biển vào và gió yếu
không tạo nên sự trao đổi không khí giữa các khu vực nên nhiệt độ lại càng tăng cao. Ta có
thể thấy nhiệt độ ở Con Cuông, Cửa Rào lên tới 40-41oC. Trong các ngày tiếp theo rãnh
càng dịch chuyển về phía nam, đến ngày 01/5 rãnh tiến sâu tới 16oN và đẩy đợt nắng nóng
đến mức cực độ và đạt nhiệt độ tối cao 41oC.
Hình thế khô nóng càng đặc biệt hơn, nắng nóng càng mạnh hơn và kéo dài khi áp cao
Tibet tại mực 500mb mở rộng và nằm trên áp thấp nóng Bắc Bộ, khi đó dòng thăng của
không khí khô không tạo mây và còn ở phía trên là dòng giáng càng tăng cường cho thời
tiết khô nóng. Một hình thế thứ hai thuộc hình thế khác có thể gây khô nóng là sự thâm
nhập rất sâu vào lục địa của áp cao cận nhiệt. Khi đó dòng giáng từ áp cao này gây nghịch
nhiệt nén và cũng làm gia tăng nhiệt độ tối cao gây thời tiết khô nóng.
Thời tiết khô nóng chỉ mất hẳn khi có sự cấu trúc lại của áp thấp nóng và nhất là trong
trường hợp có bộ phận không khí lạnh ở phía bắc xâm nhập xuống phía nam gây tác động
nén và hội tụ ở phần bắc áp thấp nóng, đồng thời do sự cấu trúc lại của áp thấp trên Bắc Bộ
phần phía đông nam áp thấp các đường đẳng áp ken xít lại, gió đông nam mạnh hơn đưa
không khí ẩm vào áp thấp gây ra mưa diện rộng, làm giảm nhiệt độ và kết thúc nắng nóng.
Trong trường hợp không khí lạnh không đủ mạnh thì hiện tượng khô nóng chỉ giảm yếu
sau đó lại có thể tiếp tục gây nhiệt độ cao nếu như áp thấp Bắc Bộ vẫn còn tồn tại với cấu
trúc phía trước bất đối xứng.
2.4.2 Các trung tâm tác động trong mùa gió mùa mùa hè
Sau khi mùa gió mùa mùa hè bắt đầu, thời tiết ở Đông Nam Á trong đó có Việt Nam
chịu sự chi phối bởi hoạt động của hai trung tâm tác động đó là: áp thấp Nam Á có tâm ở
Ấn Độ-Pakistan và phần phía tây của áp cao cận nhiệt Tây Bắc Thái Bình Dương. Hai
trung tâm này thể hiện rõ trên bản đồ khí áp mặt đất trung bình nhiều năm cho tháng 7
(Hình 2.16). Áp thấp Nam Á là áp thấp nóng trên lục địa với cường độ giảm yếu theo chiều
cao thường đến khoảng độ cao 3km, ít khi tới 5km, phía trên áp thấp này là áp cao Tibet.
Áp thấp Nam Á có thể mở rộng một rãnh theo hướng đông bắc vào đầu mùa hè như đã nói
ở trên và rãnh sang phía đông vào giữa và cuối mùa hè. Tuy nhiên, rãnh gió mùa này cũng
có thể thu hẹp và dịch chuyển về phía nam và rút lui gần tới Ấn Độ. Phần phía tây của áp
cao cận nhiệt Tây Bắc Thái Bình Dương di động theo hướng bắc nam và theo hướng đông
tây như đã trình bày trong mục 1.10.1 chương 1. Hai trung tâm này tương tác với nhau và
theo từng thời kỳ hai trung tâm tác động này thay nhau khống chế và quy định thời tiết ở
Việt Nam và Biển Đông.

23. 24
Hình 2.16.
Áp thấp Nam Á và áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương trong hệ thống
các dòng khí mặt đất. Tháng 7. Đường đẳng áp (1), đường front (2, 3);
vectơ gió trung bình (mũi tên) (S. P. Khromov, 1957)
Ngoài các trung tâm tác động nói trên, hệ thống gió mùa mùa hè ở Đông Nam Á và
Biển Đông còn chịu ảnh hưởng của dòng vượt xích đạo từ phía bắc của áp cao châu Úc ở
Nam Bán Cầu.
Ngay sau khi gió mùa bắt đầu, ở Ấn Độ Dương dòng khí vượt xích đạo mực thấp từ áp
cao Mascarene phát triển mạnh cùng với dòng xiết Somali phía đông Ấn Độ và biển Ả Rập
phối hợp với sự mở rộng của xoáy thuận trên vịnh Bengal hình thành hệ thống gió mùa tây
nam ở Đông Nam Á. Sự xáo trộn và vận chuyển ẩm mạnh mẽ từ mặt biển nóng vào khí
quyển thúc đẩy sự phát triển mây đối lưu mạnh và thể hiện sự có mặt của lớp mây tích
mỏng trên Ấn Độ Dương.
Ở Đông Nam Á là đới gió tây nam mặt đất và gió tây trên cao phối hợp cùng với dòng
khí vượt xích đạo từ áp cao Úc châu chuyển hướng sang tây và tây nam, hình thành hệ
thống dòng khí khá rộng và mạnh như minh hoạ trên hình 2.14 đưa không khí nóng và rất
ẩm từ Ấn Độ Dương và vịnh Bengal vào lãnh thổ Việt Nam, trước hết là Tây Nguyên và
Nam Bộ. Đới gió này có thể lan theo chiều từ mặt đất lên đến độ cao 3km và khi có dải hội
tụ nhiệt đới nó có thể lan tới độ cao 5km. Trong khi đó áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình
Dương có thể mở rộng và di chuyển sang phía tây khống chế khu vực Đông Nam Á và
Biển Đông, đới gió đông lan truyền theo hướng từ trên cao xuống mặt đất gây dòng giáng
quy mô synôp. Trong điều kiện dòng khí thổi từ phía đông nam đem không khí nóng ẩm,
bất ổn định vào lục địa; nghịch nhiệt tín phong không mạnh và nằm ở trên cao hơn so với ở
phần phía đông áp cao này nên mây tích và dông có thể hình thành và phát triển có tính
chất địa phương do hiệu ứng địa hình và sự đốt nóng không đều của mặt đất.
Như đã nói ở trên: sau khi áp thấp Nam Á vào cuối tháng 4 đầu tháng 5 phát triển
mạnh và mở rộng ra phía đông vào các tháng tiếp đó hoàn lưu tây nam khống chế trên toàn
bộ khu vực Đông Nam Á. Từ tháng 6, 7, 8 trở đi dải hội tụ nhiệt đới hoạt động mạnh trên
phần Bắc Biển Đông. Vào đầu mùa có thể có sự tách rời giữa dải hội tụ nhiệt đới trên Biển
Đông và phần rãnh gió mùa trên đất liền. Tuy nhiên, vào giữa và cuối mùa hè rãnh gió mùa
liên kết làm một với dải hội tụ nhiệt đới trên Biển Đông. Đây cũng là thời gian hoạt động
mạnh của bão trên Biển Đông. Nhiều cơn bão hình thành từ các xoáy nằm trên dải hội tụ

24. 25
nhiệt đới. Từ tháng 6 đến tháng 9, bão có tần suất lớn nhất không những chỉ hình thành
trên dải hội tụ mà còn có thể di chuyển từ tây bắc Thái Bình Dương hay hình thành đơn lẻ
ngay trên Biển Đông và trong phần lớn các trường hợp bão di chuyển về phía tây hay Tây
Bắc đổ bộ vào Nam Trung Quốc, Nhật Bản và Việt Nam, qui định thời tiết trong khu vực
ảnh hưởng của nó.
Trên phạm vi Đông Á trong dải giới hạn từ kinh tuyến 90oE đến kinh tuyến 150oE ta
có thể hình dung sự liên kết của các thành phần chính của hoàn lưu gió mùa mùa hè ở
Đông Á trên mặt ngang theo sơ đồ của Domroses và Peng (1988) (Hình 2.17).
Hình 2.17.
Sơ đồ cấu trúc trung bình của các thành phần của hoàn lưu gió
mùa mùa hè ở Đông Á (Domroes và Peng, 1988)
Theo sơ đồ trên ta thấy từ nam lên bắc các thành phần đó gồm có hệ thống dòng khí
thổi ở phía đông bắc của áp cao Úc châu theo hướng đông nam tới xích đạo (1), ở đây tín
phong đông nam Nam Bán Cầu di chuyển chậm lại và có thể tạo nên một dải hội tụ gần
xích đạo. Tiếp nữa, sau khi cắt ngang qua xích đạo vượt lên Bắc Bán Cầu hệ thống dòng
khí này chuyển hướng sang phải, trở thành đới gió mùa tây nam cùng với gió tây nam ở
phần đông nam của áp thấp Nam Á tạo thành hệ thống gió tây nam thổi lên phía bắc (2).
Hệ thống gió ở mực 850mb hướng tây nam hoặc tây kéo dài từ Ấn Độ qua Thái Lan, vịnh
Bengal tới Nam Việt Nam (Xem hình 1.17 chương 1) khống chế toàn bộ Đông Nam Á và
Biển Đông. Dòng khí vượt xích đạo này đi qua Ấn Độ Dương và vịnh Bengal biến tính
mạnh, tăng nhiệt độ và độ ẩm khi tới Đông Nam Á và Biển Đông, nó trở nên rất ẩm và bất
ổn định.
Đi tiếp về phía bắc là rãnh gió mùa (3), phần kéo dài sang phía đông của áp thấp Nam

25. 26
Á. Phần phía bắc rãnh gió mùa này rất dễ nhầm với dải hội tụ nhiệt đới, chỉ khác là, thay vì
thời tiết xấu với mây tích và vũ tích là thời tiết khá nóng đầu mùa hè như đã trình bày trong
mục 2.4.1. Tín phong hướng đông bắc và đông nam từ phần cực tây của áp cao này sẽ hội
tụ với gió mùa tây nam cũng rất nóng ẩm tạo thành dải hội tụ nhiệt đới nằm trùng với vị trí
rãnh gió mùa (4) gây ra dải thời tiết xấu với hai hay nhiều trung tâm áp thấp. Đi tiếp về
phía bắc là dòng xiết gió đông (5) vẫn tồn tại ở phía nam áp cao cận nhiệt tây Thái Bình
Dương (6). Tại mực 500mb (khoảng 5km) nơi hội tụ của gió tây nam trên cao thổi ở bắc áp
cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương và dòng khí tây bắc trong các rãnh gió tây ngoại nhiệt
đới Đông Á, tạo front trên cao gây mưa Maiu ở Trung Quốc và Baiu ở Nhật Bản (7). Tại
mực 200mb là dòng khí trên cao (đường đứt) thổi từ đông bắc xuống tây nam ở rìa phía
đông nam của áp cao cận nhiệt trên cao (8), ngược lại với hướng gió tây nam dưới mặt đất
vượt xích đạo về phía Nam Bán Cầu bù lại sự vận chuyển của không khí từ Nam Bán Cầu
lên Bắc Bán Cầu ở mặt đất.
Dưới đây ta sẽ xem xét thêm về vai trò vận hành của một số thành phần cơ bản của hệ
thống hoàn lưu gió mùa mùa hè Đông Nam Á chi phối các điều kiện thời tiết Việt Nam.
Dòng vượt xích đạo từ Nam Bán Cầu
Sự đốt nóng mạnh của khối lục địa Đông Nam Á không những tạo điều kiện cho sự
phát triển và mở rộng của áp thấp Nam Á mà còn tạo điều kiện cho vùng đệm mở rộng và
dịch chuyển về phía bắc xích đạo đưa dòng khí Nam Bán Cầu vượt xích đạo và gia nhập
với dòng khí thổi ở phần nam áp thấp Nam Á vào Đông Nam Á và Biển Đông. Dòng vượt
xích đạo này có trường hợp thể hiện rất rõ trên bản đồ hàng ngày và bản đồ phân tích
khách quan. Dòng vượt xích đạo này cùng với đới gió tây nam ở phần nam áp thấp Nam Á
như đã nói ở trên là dòng ẩm chủ yếu từ Ấn Độ Dương và vịnh Bengal tới Đông Nam Á và
đóng vai trò quyết định đối với sự bắt đầu gió mùa mùa hè và mùa mưa ở phần phía nam
bán đảo Đông Dương
Rãnh gió mùa và dải hội tụ nhiệt đới.
Theo Harris(1970) và nhiều tác giả khác, rãnh gió mùa ở Đông Nam Á là phần kéo dài
sang phía đông của áp thấp Nam Á. Như phần trên đã nói, rãnh này chỉ hình thành và mở
rộng về phía đông vào tháng 5, mạnh và biểu hiện rõ nhất ở Đông Nam Á và Biển Đông
vào tháng 7.
Các cơn bão đầu mùa trên Biển Đông vào tháng 6 có thể hình thành ở phần trên biển
của dải hội tụ nhiệt đới nhưng phần trên đất liền vẫn là những áp thấp khô nóng quang mây
hay không phát triển mây tích và mây vũ tích như trong dải hội tụ nhiệt đới thông thường.
Cùng với sự “nhảy vọt” lần thứ nhất vào tháng 6 lên phía bắc của áp cao cận nhiệt Tây
Thái Bình Dương và nhất là sự mở rộng của của áp cao cận nhiệt này về phía lục địa Đông
Nam Á đang được đốt nóng mạnh. tín phong hướng đông hay đông nam đưa không khí
biển nóng ẩm hội tụ với đới gió mùa tây nam cũng nóng ẩm trong một tầng dày, khi có dải
hội tụ nhiệt đới gió mùa có thể phát triển tới độ cao 5km, tạo những dải hội tụ nhiệt đới
gây thời tiết xấu với mây tích và vũ tích (xem ví dụ về dải hội tụ nhiệt đới trong chương 3).
Dải hội tụ vào tháng 7 và tháng 8 hoạt động mạnh ở Bắc Bộ và cùng với hoạt động của bão
quy định mùa mưa lũ cực đại ở đây. Tháng 9 khi áp thấp hành tinh bắt đầu mở rộng đẩy áp
cao cận nhiệt dịch chuyển xuống phía nam, dải hội tụ nhiệt đới và quỹ đạo trung bình của
bão cũng đẩy tới Bắc Trung Bộ và bắt đầu gây mưa ở khu vực này. Trong tháng này rãnh

26. 27
gió mùa có thể nằm cùng vĩ độ với dải áp thấp xích đạo tạo thành các hội tụ kéo dài theo
hướng vĩ tuyến. Hiện tượng này thường xuyên xảy ra hơn vào tháng 10, 11, 12 khi áp cao
cận nhiệt Tây Thái Bình Dương tiếp tục bị đẩy xuống phía nam.
Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương
Cùng với áp cao Siberi vào mùa đông, áp thấp Nam Á vào mùa hè; áp cao cận nhiệt
Tây Thái Bình Dương là nhân tố hoàn lưu quan trọng đối với sự hình thành và biến đổi
thời tiết ở Đông Nam Á, nhất là khu vực Việt Nam nằm ở rìa đông nam của bán đảo này và
Biển Đông. Đây là áp cao nóng tầm cao, ở mặt đất thường chỉ được biểu hiện là khu áp cao
rộng lớn với một hay hai đường đẳng áp, thường là đường đẳng áp 1010mb. Tuy nhiên,
theo chiều cao do khu vực trung tâm áp cao nóng, bậc khí áp lớn hơn xung quanh, theo
chiều cao mặt đẳng áp càng vồng lên, áp cao càng mạnh lên và thể hiện càng rõ. Với đặc
tính của áp cao cận nhiệt như mô tả trong chương 1, trung tâm áp cao mặt đất lệch sang
phía đông còn ở trên cao lệch sang phía tây, nghĩa là về phía đất liền. Áp cao và dòng khí
trong áp cao phát triển mạnh ở trên cao và lan dần xuống thấp. Do đó đới gió đông trên cao
nằm dịch sâu về phía lục địa so với dòng khí gió đông mặt đất. Áp cao cận nhiệt Tây Thái
Bình Dương khi di chuyển sang phía tây có thể đưa tín phong hội tụ với gió mùa tây nam
tạo dải hội tụ nhiệt đới như đã nói. Nhưng khi tiến sâu vào đất liền, áp cao này có thể đem
tín phong nóng ẩm vào đất liền. Do tác động của địa hình hay sự hội tụ tốc độ trong dòng
tín phong có thể gây mưa lớn. Khi tiến sâu hơn về phía tây, sâu trong áp cao là thời tiết
quang mây, khô nóng, nhất là khi áp cao khống chế hầu như toàn bộ Đông Nam Á, có khi
tiến xa tới sát Ấn Độ. Mặt khác, dòng khí tại mực 700mb và 500mb của áp cao cận nhiệt
Tây Thái Bình Dương là dòng dẫn đường, trong phần lớn các trường hợp đóng vai trò gần
như quyết định đối với sự di chuyển và đổ bộ vào đất liền của phần lớn bão hoạt động ở
Tây Thái Bình Dương và Biển Đông như sẽ trình bày trong chương 4.
Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương có mối quan hệ khá phức tạp với dải áp cao
cận xích đạo hình thành từ dải đệm trên xích đạo. Khi dải đệm này dịch chuyển về phía
Bắc Bán Cầu thì thường giữa hai dải áp cao cận nhiệt và dải áp cao cận xích đạo là dải áp
thấp xích đạo. Trong trường hợp không tồn tại dải áp thấp xích đạo, dải áp cao cận xích
đạo sẽ gia nhập với áp cao Tây Thái Bình Dương và trở thành một áp cao rộng lớn kéo sát
tới xích đạo và không cho mây mưa trong thời gian dài gây hậu quả hạn hán rất nghiêm
trọng cho khu vực Đông Nam Á và Biển Đông như năm 2004. Có thể xảy ra trường hợp do
nguyên nhân chưa biết rõ, áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương không mở rộng và dịch
chuyển về phía tây và không đưa tín phong về phía lục địa Đông Nam Á thì mặc dù gió
mùa tây nam vẫn phát triển mạnh, nhưng dải hội tụ nhiệt đới không hình thành. Không có
dải hội tụ nhiệt đới bão cũng ít hẳn và hầu như không hình thành ở Biển Đông và không đổ
bộ vào Việt Nam. Theo dòng dẫn ở phía tây áp cao lúc này đang nằm ở phía đông vị trí
trung bình khí hậu của nó, nếu bão hình thành ở Bắc Biển Đông chủ yếu di chuyển về phía
đông bắc tới Nhật Bản, khi đó khống chế toàn bộ Đông Nam Á và Biển Đông là thời tiết
khô hạn nắng nóng kéo dài như năm 2004, nửa đầu năm 2005. Hoạt động của tín phong,
dải hội tụ nhiệt đới, sóng đông sẽ được trình bày và minh hoạ trong chương 3, còn về bão
sẽ được đề cập trong chương 4.

27. 28
2.5 THỜI KỲ GIÓ MÙA TÍCH CỰC (MẠNH) VÀ THỜI KỲ GIÓ
MÙA THỤ ĐỘNG (YẾU)
Do sự phối hợp của dòng khí vượt xích đạo từ Nam Bán Cầu với sự phát triển và mở
rộng của áp thấp Nam Á, hoạt động của gió mùa tây nam có thể mạnh lên, khi đó rãnh gió
mùa (phần kéo dài của áp thấp Nam Á về phía đông) mở rộng tới ven biển Đông Nam Á và
Biển Đông thậm chí vượt qua Philippin. Đó là thời kỳ gió mùa tích cực. Khi đó gió tây và
tây nam tạo thành hệ thống ở mặt đất, thường đến mực 700mb, có khi tới 500mb bao quát
toàn bộ phần phía nam của rãnh gió mùa hoạt động đối lưu phát triển trên diện rộng cho mưa
rào. Ngược lại, trong thời kỳ gió mùa thụ động, rãnh gió mùa thu hẹp về phía tây tới tận Ấn
Độ và bị nén về phía nam, gió tây và tây nam chỉ tồn tại ở mặt đất và bị đẩy sát về phía nam
thu lại thành dải hẹp như minh hoạ trên hình 2.18. Trên cao, áp cao cận nhiệt tây Thái Bình
Dương lấn về phía tây chiếm phần phía bắc của vị trí trung bình khí hậu của rãnh gió mùa.
Dòng khí hướng đông ở phía nam áp cao bao quát phần bắc Đông Dương và lan dần xuống
mặt đất trong thời kỳ gió mùa thụ động.
Đây là trường đường dòng điển hình tại mực 850mb trong thời kỳ gió mùa thụ động.
Ta thấy ở phần bắc Đông Nam Á là một áp cao có tầm bao quát rất lớn và lấn sâu về phía
đông với dòng giáng quy mô synôp bao quát trên toàn bộ khu vực phía bắc và đẩy các
chuỗi xoáy thuận về phía nam, hạn chế sự phát triển của mây trên diện rộng như biểu
diễn trên ảnh vệ tinh (Hình 2.19). Trên khu vực Đông Nam Á ít mây, có nơi trời quang
hoàn toàn. Còn trong thời kỳ gió mùa tích cực (Hình 2.20) màn mây bao phủ toàn thể
bầu trời từ Ấn Độ kéo dài sang tới bờ đông khu vực Đông Nam Á do hệ thống dòng
thăng quy mô synôp phát triển mạnh và mở rộng trên phần phía nam rãnh gió mùa.
Trong thời kỳ này dải hội tụ nhiệt đới hoạt động mạnh và nhiều khả năng bão hình
thành từ một trong các trung tâm áp thấp trên dải hội tụ nhiệt đới.
Hình 2.18.
Trường đường dòng điển hình tại mực 850mb trong thời kỳ gió mùa thụ
động (Harris,1971)

28. 29
Hình 2.19.
Màn mây trên Đông Nam Á vào thời kỳ gió mùa thụ động dải mây tích vỡ ra không
thành hệ thống trên Biển Đông và trên khu vực Việt Nam quang mây (Harris, 1970)
Hình 2.20.
Màn mây trên Nam Á vào thời kỳ gió mùa tích cực. Hệ thống mây tích bao quá từ Ấn Độ
sang tới bờ đông của khu vực Đông Nam Á (Harris, 1970)
Haris đã tổng hợp các đặc điểm nhiễu động và dòng khí trong thời kỳ gió mùa thụ
động (Phần phía trên hình 2.21) và thời kỳ gió mùa tích cực (Phần phía dưới hình 2.21).
Theo mô hình kép biểu diễn những đặc trưng thời tiết cơ bản của hai khu vực gió mùa
tích cực và khu vực gió mùa thụ động, ta thấy trong khu vực gió mùa tích cực, như xảy ra
ở phía nam rãnh gió mùa, dòng thăng quy mô synôp bao quát trên phạm vi lớn, gió tây
nam ở mặt đất và gió tây trên cao mạnh có tính hội tụ và lan tới tận mực 500mb, tạo nên
mây, chủ yếu là mây đối lưu Cu và Cb di chuyển từ tây sang đông, thời tiết xấu, mưa vừa
diện rộng, có nơi có dông.
Phần phía trên hình đặc trưng cho khu vực gió mùa thụ động với dòng giáng quy mô
synôp trong sự thịnh hành gió đông, theo thời gian thường lan từ trên cao (500mb) xuống

29. 30
dưới thấp, sự phát triển hệ thống mây Cb địa phương kèm dông. Thời tiết dông rải rác do
mặt đất bị đốt nóng, không đồng đều hay có cưỡng bức của địa hình miền đồi núi, gió giật
mạnh kèm theo dông nhiều khi dông khan, ít hay không mưa, trong lớp dưới 100m gió yếu
và độ đứt thẳng đứng của gió nhỏ.
Sự chuyển biến từ chế độ gió mùa tích cực sang chế độ gió mùa thụ động có thể liên
quan với sự di chuyển lên phía bắc của hệ thống đệm ở gần xích đạo. Như trên đã nói, khi
hệ thống đệm ở gần xích đạo ngăn cách với áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương bởi dải
áp thấp xích đạo, nhưng khi di chuyển về phía bắc khi dải áp thấp xích đạo không tồn tại
thì áp cao của hệ thống đệm này có thể nối liền với sống cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình
Dương và từ đó nó dịch chuyển cùng với sống cao áp về phía bắc và phía tây. Gió mùa khi
đó suy yếu hay gián đoạn và dải gió tây hội tụ được thay thế bằng dải gió đông phân kỳ.
Điều đó có thể thấy tại các mực thuộc phần giữa tầng đối lưu (mực 500mb). Nếu sống cao
áp tăng cường thì dải gió đông phát triển mạnh ở trên cao, lan truyền xuống tầng thấp và
thể hiện rõ mực 850mb.
Hình 2.21.
Sơ đồ gió mùa mùa hè : phần trên là sơ đồ đặc trưng chế độ gió mùa mùa hè thụ động,
phần dưới là sơ đồ chế độ gió mùa mùa hè tích cực (Harris,1971)
Thường hệ thống đệm tạm thời dịch chuyển lên phía bắc trong vài ngày sau đó lại dịch
chuyển về vị trí khí hậu của nó. Ta chỉ có thể phát hiện được hệ thống sống đệm trên cao
còn dưới thấp vẫn thấy dải gió mùa yếu, có khi không biểu hiện rõ do ảnh hưởng của mặt
đất.
Trong dải gió đông phía nam trục sống áp cao lượng mây và lượng mưa giảm rõ rệt.
Khi dải gió đông thấy rõ gần mặt đất thì thời tiết tốt chiếm ưu thế, có thể có dông địa

30. 31
phương. Sự dịch chuyển của hệ thống đệm xẩy ra theo từng thời đoạn trong suốt mùa gió
mùa mùa hè khi gió mùa mở rộng hay rút lui.
Như vậy là các nguồn ẩm vào mùa hè tới lãnh thổ Việt Nam là do dòng khí trong đới
gió mùa tây nam đưa tới từ Ấn Độ Dương và vịnh Bengal. Đới gió tây nam ở mặt đất và
đới gió tây trên cao biểu hiện rất rõ ở phía nam rãnh gió mùa. Cần phân biệt gió tây hay tây
nam trong áp thấp nóng Bắc Bộ đưa không khí nhiệt đới lục địa khô nóng gây nắng nóng
đầu mùa hè ở Bắc Bộ và Bắc Trung Bộ và gió tây nam thổi từ rìa phía tây bắc của áp cao
cận nhiệt Tây Thái Bình Dương khi lấn sâu vào đất liền cũng có thể gây thời tiết nắng
nóng. Nguồn ẩm thứ hai theo dòng tín phong hướng đông nam thổi từ phần cực tây của áp
cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương mà sự hội tụ tốc độ gió trong dòng tín phong dưới tác
động của địa hình cũng có thể gây những trận mưa đáng kể. Nguồn ẩm thứ ba do tín phong
đông bắc đưa vào phần phía nam vĩ tuyến 16oN. Tuy nhiên, nguồn ẩm mới chỉ là điều kiện
cần, mây và mưa chỉ hình thành khi có các nhiễu động nhiệt đới đó là các áp thấp địa
phương không lớn thường hình thành ở Bắc Bộ, dải hội tụ nhiệt đới, bão, tác động cưỡng
bức của địa hình và sự hội tụ tốc độ gió trong tín phong như trên vừa nói. Đó là các nhiễu
động nhiệt đới điều kiện cần tạo dòng thăng dẫn tới sự hình thành mây và mưa. Về những
nhiễu động này sẽ được trình bày chi tiết hơn trong chương 3 và chương 4 tiếp theo.