1. Chương 3. Những nhiễu động miền
nhiệt đới
Trần Công Minh
Khí tượng học synốp(Phần nhiệt đới)
NXB Đại học quốc gia Hà Nội 2006.
Từ khoá: Nhiễu động, miền nhiệt đới, tín phong, EL NINO, giao động nhiệt đới.
Tài liệu trong Thư viện điện tử ĐH Khoa học Tự nhiên có thể được sử dụng cho mục
đích học tập và nghiên cứu cá nhân. Nghiêm cấm mọi hình thức sao chép, in ấn phục
vụ các mục đích khác nếu không được sự chấp thuận của nhà xuất bản và tác giả.
Mục lục
Chương 3 NHỮNG NHIỄU ĐỘNG MIỀN NHIỆT ĐỚI.......................................................3
3.1 TÍN PHONG .............................................................................................................3
3.1.1 Đặc điểm cơ bản................................................................................................3
3.1.2 Các tầng ẩm trong tín phong và nghịch nhiệt tín phong ......................................3
3.2 DẢI HỘI TỤ NHIỆT ĐỚI.........................................................................................6
3.2.1 Định nghĩa, cấu trúc..........................................................................................6
3.2.2 Sự dịch chuyển trong từng đợt và theo mùa của dải hội tụ nhiệt đới .................9
3.2.3 Thời tiết trong dải hội tụ nhiệt đới ..................................................................10
3.2.4 Sự dịch chuyển của dải hội tụ nhiệt đới ..........................................................11
3.3 SÓNG ĐÔNG .........................................................................................................12
3.4 SÓNG XÍCH ĐẠO..................................................................................................15
3.5 HÌNH THẾ PHỨC HỢP GÂY MƯA LỚN .............................................................16
3.6 DAO ĐỘNG TỰA 2 NĂM .....................................................................................20
3.7 DAO ĐỘNG NHIỆT ĐỚI 40-50 NGÀY.................................................................22
3.8 EL NINO DAO ĐỘNG NAM (ENSO) VÀ HOÀN LƯU WALKER ......................22

2. 3
Chương 3
NHỮNG NHIỄU ĐỘNG MIỀN NHIỆT ĐỚI
3.1 TÍN PHONG
Tín phong là nhánh phía dưới của dòng hoàn lưu Hadley miền nhiệt đới. Tín phong bao
quát một phạm vi rộng lớn thuộc miền nhiệt đới nằm giữa hai trục áp cao cận nhiệt trong
phạm vi khoảng 30oN và 30oS. Tín phong quy định thời tiết trên các vùng biển nhiệt đới và
một phần các lục địa kế cận.
3.1.1 Đặc điểm cơ bản
Tín phong là dòng khí ổn định thổi từ phần hướng về phía xích đạo của cao áp cận nhiệt.
Trên khu vực tín phong hướng gió chủ đạo là hướng đông bắc đến đông. Từ trục cao áp cận
nhiệt hai bán cầu đến trục dải áp thấp xích đạo là hai đới tín phong hướng đông bắc ở Bắc
Bán Cầu và đông nam ở Nam Bán Cầu. Đây là hệ thống gió mặt đất ổn định nhất trên Trái
Đất (tần suất thịnh hành là 80-90%). Tín phong có tốc độ gió hợp thành trung bình trên các
đảo tới 4,3 m/s vào mùa đông và 2,4m/s vào mùa hè. Tốc độ gió trung bình không tính đến
hướng gió đạt tới 6-8m/s.
Là dòng khí thổi ở phần rìa hướng về phía xích đạo của cao áp cận nhiệt nên đới tín
phong dịch chuyển, mở rộng hay thu hẹp cùng với áp cao cận nhiệt. Đới tín phong Bắc Bán
Cầu trải dài từ xích đạo đến khoảng 28oN vào mùa đông và từ 18oN-31oN vào mùa hè. Hoạt
động của tín phong trong khu vực gió mùa châu Á khá phức tạp và có ảnh hưởng trực tiếp đến
thời tiết Đông Nam Á. Khi cao áp cận nhiệt lấn sang phía tây, tín phong đưa không khí nhiệt
đới biển nóng ẩm vào lục địa Đông Nam Á làm thay đổi thời tiết ở khu vực này. Ở phần phía
đông của cao áp, tín phong có hướng tây bắc trong dải rộng ở phần phía nam áp cao cận nhiệt
Bắc Bán Cầu là tín phong đông bắc còn từ phần cực tây nam của áp cao là tín phong đông
nam. Do Miền Bắc Việt Nam nằm ở phía cực tây của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương
nên ở đây có tín phong đông nam, trong khi đó Miền Nam Việt Nam (từ khoảng 16oN về phía
nam) nằm trong đới tín phong đông bắc. Do áp cao cận nhiệt đới Tây Thái Bình Dương là áp
cao nóng tầm cao, nên càng lên cao áp cao cận nhiệt càng phát triển mạnh và mở rộng về phía
lục địa Đông Nam Á còn trên cao tín phong chuyển sang hướng đông. Đới tín phong hướng
đông thể hiện rõ trên cao và được minh hoạ bằng các dòng khí nhận được từ phân tích sự di
chuyển của mây ở các tầng thấp và tầng trung. Trên hình 3.9 đới tín phong hướng đông được
biểu diễn bằng các vectơ gió đông ở phía bắc dải hội tụ nhiệt đới.
3.1.2 Các tầng ẩm trong tín phong và nghịch nhiệt tín phong
3.1.2.1. Cấu trúc của tầng ẩm trong tín phong
Như ta biết, đới tín phong là nhánh hướng về xích đạo của vòng hoàn lưu Hadley. Đặc
trưng cho tín phong là dòng giáng quy mô synôp với tốc độ khoảng -0,3m/s trên phạm vi
khống chế của cao áp cận nhiệt. Thời tiết đặc trưng cho khu vực tín phong là thời tiết tốt, đôi
khi có thể cho thời tiết khô nóng do dòng giáng nói trên. Trong khu vực này có thể có những

3. 4
đám mây tích nhỏ riêng lẻ, chiếm khoảng ba phần mười bầu trời hoặc có thể xuất hiện mây
tích do địa hình.
Trên hình 3.1 biểu diễn các lớp nhiệt ẩm tín phong. So sánh đường tầng kết nhiệt có thể
phân chia thành bốn lớp từ dưới lên trên: 1) Lớp đồng nhất từ mặt đất đến độ cao khoảng
600m; 2) Lớp ổn định có gradien nhiệt độ nhỏ hơn gradien đoạn nhiệt khô. Chính lớp ổn định
này là nguyên nhân tạo nên một lớp trời quang giữa các đám mây; 3) Lớp mây là lớp bất ổn
định; 4) Lớp nghịch nhiệt phía trên đỉnh mây với nhiệt độ tăng theo chiều cao.
Hình 3.1.
Cấu trúc của lớp biên tín phong trên biển xác định bởi thám trắc bằng máy bay. Lớp biên
bao gồm lớp đồng nhất, lớp ổn định và lớp mây. Thám trắc được tiến hành trong khu vực
trời quang vào ngày chân mây nằm ở độ cao 900mb (Simpson, 1973)
Giữa giới hạn trên của lớp siêu đoạn nhiệt đến khoảng 600m, không khí xáo trộn bởi
trạng thái nhiệt chưa bão hoà và bởi lực cơ học do độ đứt gió thẳng đứng lớn trong lớp ma sát.
Theo chiều cao phân bố độ ẩm được biểu diễn bằng đường ở rìa bên phải hình 3.1. Độ ẩm
được đặc trưng bởi tỷ số hỗn hợp S g/kg, gần tương đương với độ ẩm riêng q g/kg. Ta thấy
lớp ẩm nhất là lớp đồng nhất với S = 13 g/kg, trong lớp ổn định độ ẩm giảm dần theo chiều
cao tới 8 g/kg, trong mây độ ẩm tăng theo chiều cao tới 9 g/kg ở đỉnh mây, phía trên đỉnh mây
độ ẩm giảm nhanh tới 3 g/kg ở phía trên lớp nghịch nhiệt.
Độ dầy của các lớp mây miền nhiệt đới thường biến đổi lớn, tăng lên khi có các nhiễu
động đi qua, sau đó lại giảm. Nhìn chung độ dầy của lớp mây càng tăng khi tiến gần tới xích
đạo, nơi có nhánh dòng thăng của vòng hoàn lưu Hadlley.
3.1.2.2. Nghịch nhiệt tín phong
Nghịch nhiệt trong đới tín phong trước hết là do chuyển động giáng gây hiệu ứng nén, tạo
nghịch nhiệt nén trong cao áp. Nguyên nhân thứ hai là do hoàn lưu của xoáy nghịch ở phần
phía đông áp cao dòng khí mặt đất đi từ miền ôn đới lạnh hơn tới phía dưới không khí nhiệt

4. 5
đới nóng hơn. Chính vì vậy phía đông áp cao nghịch nhiệt nằm rất thấp như minh hoạ ở phần
bên phải của hình 3.2.
Hình 3.2.
Mặt cắt thẳng đứng theo hướng đông bắc - tây nam (trên hình là từ phải sang trái từ điểm ban đầu
quỹ đạo tương ứng với 0 km tới 2500 km cuối quỹ đạo hạt khí) cắt qua nghịch nhiệt tín phong và
lớp mây dưới lớp nghịch nhiệt. Đường có mũi tên là quỹ đạo hạt khí. Đường liền ghi số là đường
đẳng nhiệt độ thế vị. Phía phải hình là profile thẳng đứng của gió (m/s) ở khu vực đầu quỹ đạo.
Phía trái hình là profile thẳng đứng của gió (m/s) ở khu vực cuối quỹ đạo (Simson, 1973)
Ngược lại, ở phần tây áp cao tín phong đông nam lại đưa không khí nóng ở phía nam lên
phía bắc làm giảm yếu và nâng cao lớp nghịch nhiệt (như minh hoạ ở phần trái hình 3.2).
Chính vì vậy nghịch nhiệt tín phong ngăn chặn mây tích ở độ cao rất thấp ở phía đông áp cao,
còn ở phần tây áp cao mây tích có thể phát triển ở độ cao lớn hơn. Nghịch nhiệt tín phong
cũng chứng minh hiện tượng lớp xáo trộn phối hợp cùng với sự mất nhiệt do phát xạ sóng dài
trong lớp không khí ẩm lớn hơn trong lớp không khí khô phía trên. Do đó phía dưới tạo thành
một lớp chắn ổn định phía trên lớp xáo trộn. Lớp nghịch nhiệt ngăn chặn chính là giới hạn
phát triển của các đám mây tích trong tín phong. Trên hình 3.1 chỉ rõ nghịch nhiệt tín phong
nằm ở độ cao khoảng 2400m; phía trên đó là lớp ổn định có gradien thẳng đứng của nhiệt độ
nhỏ hơn gradient đoạn nhiệt ẩm. Theo chiều cao không khí trở nên khô rất nhanh trong suốt
lớp nghịch nhiệt. Nghịch nhiệt có độ dầy chừng vài trăm mét, bên trên đó gradien nhiệt độ
thẳng đứng lớn hơn gradien đoạn nhiệt khô một ít. Điều đó là do sự phối hợp của các quá
trình bức xạ, chuyển động giáng trong cao áp và trao đổi nhiệt theo chiều thẳng đứng. Độ dầy
của lớp ẩm trong tín phong lớn dần từ đầu dòng ở phía đông bắc sang phía tây nam theo quỹ
đạo hạt khí (đường có mũi tên trên hình 3.2). Các lớp mây tích cũng dầy thêm khi tới gần dải
áp thấp gần xích đạo.
Từ các profile tốc độ gió ta thấy ở đầu quĩ đạo tốc độ gió tăng chậm theo chiều cao; ở
cuối quĩ đạo trong lớp gradien tốc độ gió tăng theo chiều cao và đạt cực đại tại mực khoảng
1km sau đó giảm mạnh. Các lớp mây tích tăng độ cao về phía xích đạo nhưng cũng bị lớp
nghịch nhiệt chặn, chỉ một số đám mây có dòng thăng mạnh mới xuyên qua lớp nghịch nhiệt,
và phát triển đạt mực băng kết cho mưa rào.
Từ chương 1 khi nói về vận chuyển ẩm ta đã chỉ rõ một hướng vận chuyển ẩm từ miền
cận nhiệt đới nắng nóng và bốc hơi cực đại từ mặt biển. Chính tín phong đóng vai trò vận
chuyển lượng hơi ẩm này về phía xích đạo tới dải hội tụ nhiệt đới nơi đối lưu mây tích phát
triển mạnh ở phần xích đạo của vòng hoàn lưu Hadley. Ở đây mây tích tín phong đóng một

5. 6
vai trò rất lớn trong động lực học đối lưu.
Ngoài quá trình làm ẩm, các lớp mây tích còn đóng vai trò lớn trong việc làm nóng lớp
biên. Phía trên lớp nghịch nhiệt dòng khí ở trạng thái đoạn nhiệt ẩm. Trong lớp mây quá trình
nóng lên là do kết quả quá trình nén phối hợp giữa mây tích thăng lên và sự xáo trộn theo
chiều thẳng đứng của không khí với các phần tử mây đang tan đi. Phần lớn năng lượng được
thu nhận do tiềm nhiệt ngưng kết hơi nước.
3.2 DẢI HỘI TỤ NHIỆT ĐỚI
3.2.1 Định nghĩa, cấu trúc
Dải hội tụ nhiệt đới (The Intertropical Convergence Zone-viết tắt là ITCZ hay ICZ) là
một khâu quan trọng trong hoàn lưu chung miền nhiệt đới. Dải hội tụ nhiệt đới đóng vai trò
của một cơ chế vận chuyển mômen, nhiệt và ẩm của nhánh dòng thăng trong vòng hoàn lưu
Hadley nhiệt đới.
Dải hội tụ nhiệt đới là một trong các hệ thống thời tiết có thể cho lượng mưa rất lớn
đến trên diện rộng ở miền nhiệt đới, đặc biệt là khi hoạt động của dải hội tụ nhiệt đới kết
hợp với các hình thế thời tiết khác như front lạnh, bão có thể hình thành trên dải hội tụ
nhiệt đới. Định nghĩa và ba mô hình dải hội tụ nhiệt đới đã được Khromov (1957) đưa ra
cùng với nhiều khái niệm cơ bản về hoàn lưu nhiệt đới như tín phong, gió mùa, đới gió
tây xích đạo.
Theo ông: "Dải hội tụ nhiệt đới là dải thời tiết xấu, hình thành bởi sự hội tụ của tín
phong hai bán cầu, của tín phong một bán cầu với tín phong bán cầu kia vượt xích đạo
và chuyển hướng và tín phong mỗi bán cầu với đới gió tây xích đạo mở rộng". S.P
Khromov cũng đề xuất ba mô hình của dải hội tụ nhiệt đới (hình 3.3).
Hình 3.3.
Ba mô hình của dải hội tụ nhiệt đới : Gần sát xích đạo (Loại 1); cách xa xích đạo do tín phong một bán cầu
vượt xích đạo chuyển hướng thành gió mùa hội tụ và hội tụ với tín phong bán cầu kia (Loại 2); Tín phong hai
bán cầu hội tụ với đới gió tây xích đạo mở rộng (Loại 3) Khromov (1957)
Mô hình loại 1 thường xẩy ra ở Đại Tây Dương khi tín phong hai bán cầu gặp nhau ở
gần xích đạo. Loại dải hội tụ gió này có tần suất cao đến mức tồn tại ngay trên bản đồ gió
trung bình toàn cầu ở miền xích đạo Đại Tây Dương. Trên ảnh mây vệ tinh loại dải hội tụ

6. 7
nhiệt đới này có dạng như trên hình 3.4. Trong dải hội tụ nhiệt đới là dải mây tích và mây
vũ tích tạo thành dải có mật độ không đều. Chiều rộng của dải mây chừng 200 - 300m,
chiều dài rất lớn, có trường hợp gần như bao quanh Trái Đất.
Loại dải hội tụ nhiệt đới thứ hai hình thành do sự hội tụ của tín phong Bắc Bán Cầu,
chẳng hạn, với tín phong Nam Bán Cầu sau khi vượt qua xích đạo, chuyển hướng thành
gió tây nam và hội tụ với tín phong đông bắc ở Bắc Bán Cầu trên dải hội tụ nhiệt đới.
Hình 3.4.
Dải hội tụ nhiệt đới gần xích đạo (AWS Technical Report 215)
Đặc điểm của loại dải hội tụ nhiệt đới này là nằm cách xa xích đạo, với khoảng cách
này lực Coriolis đủ lớn để tạo các xoáy xoáy thuận thể hiện qua các xoáy mây trên ảnh mây
vệ tinh như trên hình 3.5. Dải hội tụ nhiệt đới loại 2 đặc trưng cho dải hội tụ nhiệt đới ở
Đông Nam Á và Biển Đông. Những xoáy thuận trên dải hội tụ nhiệt đới là nhiễu động ban
đầu cho sự hình thành của bão ở Biển Đông như ta sẽ thấy trong chương 4.
Hình 3.5.
Dải hội tụ nhiệt đới nằm cách xa xích đạo với các chuỗi xoáy, kết quả của sự hội tụ giữa tín
phong Nam Bán Cầu vượt xích đạo chuyển hướng thành gió mùa tây nam với tín phong đông
bắc Bắc Bán Cầu. (AWS Technical Report 215)
Loại dải hội tụ nhiệt đới thứ ba là dải hội tụ kép với dải hội tụ chính ở Bắc Bán Cầu và
dải hội tụ phụ ở Nam Bán Cầu với cường độ phát triển không lớn bằng dải hội tụ ở phía bắc
nó như biểu diễn trên ảnh mây vệ tinh (Hình 3.6). Loại dải hội tụ nhiệt đới này ít thấy hơn
so với hai loại trên và chỉ xẩy ra ở nơi đới gió tây xích đạo biểu hiện rõ.

7. 8
Hình 3.6.
Dải hội tụ nhiệt đới kép ở hai bên xích đạo do tín phong hai bán cầu hội tụ với đới gió tây xích
đạo mở rộng. Dải hội tụ nhiệt đới ở Nam Bán Cầu ít biểu hiện rõ (AWS Technical Report 215)
Dải hội tụ nhiệt đới kép thực tế hình thành theo trình tự: đầu tiên dải mây Bắc Bán Cầu
hình thành kéo dài 4-7 độ kinh, sau đó dải hội tụ nhiệt đới mới hình thành ở Nam Bán Cầu.
Sự hình thành dải hội tụ kép có thể xẩy ra ở một số khu vực. Đó là do sự hội tụ của đới gió tây
xích đạo mở với tín phong mỗi bán cầu như mô hình 3 của Khromov (hình 3.3).
Dải hội tụ nhiệt đới xảy ra với tần suất cao nên hình thế này có thể phát hiện trên
trường gió và trường áp trung bình vào hai tháng điển hình cho mùa đông (tháng 1) và mùa
hè (tháng 7) ở Nam Á và Đông Nam Á.
Tháng 1 dòng khí mực gradien (tương ứng với độ cao 600m), từ Bắc Bán Cầu vượt qua
xích đạo về phía Nam Bán Cầu và chuyển sang hướng tây bắc hội tụ với tín phong hướng
đông Nam Bán Cầu (phần trên bên trái hình 3.7). Dải hội tụ được biểu diễn bằng đường kép
nằm trên trục áp thấp ở khoảng 5oS trên trường áp mặt đất (Phần trên bên phải hình 3.7).
Mùa hè (tháng 7) ta thấy rõ dòng khí từ áp cao cận nhiệt Nam Bán Cầu vượt xích đạo
và chuyển hướng vượt lên rất xa về phía lục địa Đông Nam Á hội và tụ với tín phong hướng
đông, đông nam trên dải hội tụ nhiệt đới ở phần Tây Bắc Thái Bình Dương (Phần dưới bên
trái hình 3.7). Một điều đặc biệt là dải hội tụ (đường kép) nằm trên trục rãnh gió mùa và kéo
dài sang phía đông nằm dọc theo rìa phía nam của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương.

8. 9
Hình 3.7.
Dòng khí tại mực gradient và trường áp, dải hội tụ nhiệt đới (đường kép) tháng 1 (Phần
trên hình), tháng 7 (Phần dưới hình) (AWS, 1979)
3.2.2 Sự dịch chuyển trong từng đợt và theo mùa của dải hội tụ nhiệt đới
Do là nơi hội tụ của hai đới gió nên dải hội tụ nhiệt đới trong từng đợt di chuyển theo
hướng của đới gió tây nam "chủ động" dịch chuyển lên phía bắc hội tụ với tín phong hướng
đông, đông bắc hay đông nam, tuỳ theo hướng nằm của dải hội tụ.
Về mặt nguyên lý, trong một đợt dịch chuyển lên phía bắc, gió mùa tây nam không có
sự dịch chuyển theo hướng ngược và do đó ICZ chỉ có thể dịch chuyển theo hướng từ nam
lên bắc. Như ở mục cuối chương 1 đã nói áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương từ tháng
6 đến tháng 8 có hai lần nhảy vọt lên phía bắc, tháng 8 tới vị trí cao nhất nên đới tín phong
cũng dịch chuyển theo hướng này. Từ tháng 6 dải hội tụ nhiệt đới đã thể hiện rõ ở phía
Nam Trung Quốc và Bắc Việt Nam với phần phía tây là chuỗi áp thấp nóng địa phương,
phần phía đông có thể là dải thời tiết xấu với áp thấp và có thể có bão hình thành trên Biển
Đông (Hình 3.8).
Trên hình 3.8 là các vị trí trung bình của dải hội tụ trên lãnh thổ Việt Nam và Biển
Đông. Ta thấy rõ vào tháng 6 phần dải hội tụ nhiệt đới trên đất liền nằm ngang theo hướng
vĩ tuyến. Còn phần trên Biển Đông nằm theo hướng tây bắc - đông nam. Tháng 8, khi áp
cao cận nhiệt với tín phong thổi ở phần phía nam dịch chuyển lên vị trí phía bắc nhất, dải
hội tụ nhiệt đới tháng 8 cũng nằm vắt qua Bắc Bộ và phần bắc Biển Đông, vị trí cao nhất
trong năm, trùng hợp với sự phát triển mạnh nhất của gió mùa tây nam.

9. 10
Hình 3.8.
Vị trí trung bình của dải hội tụ nhiệt đới trên khu vực Đông Dương
và Biển Đông xác định theo đường tần suất cao nhất trong lưới
2x2 độ kinh vĩ
Đến tháng 9 xoáy thuận hành tinh bắt đầu mở rộng và đẩy áp cao cận nhiệt về phía
nam, cùng với áp cao nhiệt đới tín phong cũng bị đẩy về hướng này, đồng thời gió mùa tây
nam đã suy yếu và thường chỉ lan tới Bắc Trung Bộ. Dải hội tụ nhiệt đới tháng 9 hoạt động
tại khu vực này, một nhánh nữa đi qua Nam Trung Bộ. Tháng 10 và tháng 12 dải hội tụ
nhiệt đới hoạt động ở Nam Bộ, nơi bão hoạt động vào thời gian này. Điều đó không những
do bão thường hình thành từ một trong những áp thấp trên dải hội tụ nhiệt đới mà còn do
đới gió đông và đông nam trong tín phong là dòng dẫn đường cơ bản đối với các cơn bão.
Trên Biển Đông, như ta sẽ thấy trong chương 4, đến 60% quỹ đạo các cơn bão có hướng di
chuyển theo quỹ đạo từ đông nam lên tây bắc và đổ bộ vào miền bờ biển Việt Nam. Như
vậy dải hội tụ nhiệt đới không những là nơi hình thành bão mà vị trí trung bình của trục dải
hội tụ còn gần trùng với quỹ đạo trung bình của bão ở miền bờ biển Việt Nam. Hệ quả là vị
trí trung bình ở Biển Đông của dải hội tụ nhiệt đới và quỹ đạo bão quy định cực đại mưa lũ
ở Bắc Bộ vào tháng 8, ở Bắc Trung Bộ vào tháng 9 và Tây Nguyên và Nam Bộ vào tháng
10.
3.2.3 Thời tiết trong dải hội tụ nhiệt đới
Trên khu vực Đông Nam Á và Biển Đông, dải hội tụ nhiệt đới biểu hiện rõ nhất trên các
ảnh mây vệ tinh dưới dạng các khu vực mây tập trung, có dạng xoáy vào tâm gần tròn trong
giai đoạn áp thấp nhiệt đới và bão. Các khu vực mây này nói chung thường nằm ngang theo
hướng vĩ tuyến. Trên trường áp, trod của dải hội tụ nhiệt đới đi qua các áp thấp thường có một
đường đẳng áp tròn khép kín (Hình 3.9). Nhưng khi áp thấp khơi sâu thành áp thấp nhiệt đới
hay bão thì có thể có một số đường đẳng áp khép kín gần như đồng tâm. Trên bản đồ, dải hội
tụ nhiệt đới biểu hiện rõ nhất tại mực 850mb, dòng khí ở hai bên áp thấp trên dải hội tụ nhiệt
đới còn biểu hiện rõ tới mực 700mb, thậm chí tới mực 500mb trong trường hợp gió mùa tây
nam lan tới mực này và lan xuống tới các mực này. Trên bản đồ synôp, phần dải hội tụ nhiệt
đới thể hiện rõ trên trường gió tây nam và tín phong đông bắc được vẽ bằng đường kép. Trên
trường gió, dải hội tụ nhiệt đới khó xác định hơn do phần lớn nó phát triển trên Biển Đông với
lưới số liệu gió thưa thớt.
Khác với front ngoại nhiệt đới, dải hội tụ nhiệt đới không phải là dải ngăn cách hai khối

10. 11
khí có nhiệt độ khác biệt nhau đáng kể. Sự đồng nhất trên trường nhiệt ở hai bên dải hội tụ
nhiệt đới thể hiện rõ nhất khi áp thấp trở thành bão. Như ta sẽ thấy trong chương 4, bão là
hệ thống hình thành bởi khối khí đồng nhất. Do đó sự tồn tại của dải hội tụ nhiệt đới không
phải do chênh lệch nhiệt độ mà do sự hội tụ gió gây dòng thăng trong quá trình hình thành các
hệ thống mây tích và mây vũ tích dọc theo dải hội tụ nhiệt đới. Trong một số trường hợp như
ví dụ hình thế phức hợp cuối chương này, gió mùa tây nam lan tới mực 500mb phía nam dải
hội tụ có tốc độ tới 10 - 15m/s, tín phong đông bắc lan từ trên cao xuống mực này cũng có tốc
độ 10 - 15m/s. Tuy nhiên, dù có tốc độ lớn nhưng khi tới gần dải hội tụ nhiệt đới dòng khí tây
nam và đông bắc chuyển động chậm lại, trên dải hội tụ tốc độ gió chỉ còn 2 - 3m/s, trừ
trường hợp gió mạnh trong các cơn dông.
Với hệ thống mây tích và mây vũ tích như thể hiện trên các ảnh mây vệ tinh, dải hội tụ
nhiệt đới cho mưa vừa có thể kéo dài trong nhiều ngày, mưa rào và dông trên phạm vi rộng
lớn, khi bão hình thành thì hệ thống mây gây mưa to gió lớn trên một diện rộng với chiều
ngang 100 - 500km hay hơn nữa. Chính vì vậy, dải hội tụ nhiệt đới bao giờ cũng lôi cuốn sự
quan tâm rất lớn của dự báo viên.
Trường mây cũng thể hiện dạng xoáy từ A tới D (hình 3.5), cần lưu ý xoáy trong trường
gió trong trường hợp này nằm dưới 1000m. Các hệ thống tại BCD đầu tiên bao gồm lớp mây
với đỉnh tương đối nóng. Mặc dù các hệ thống xoáy thuận này tạo trường gió xoáy địa
phương và gây nên mưa không lớn. Các xoáy này không thể cho gió mạnh hay có thể trở
thành các cơn bão nếu như không có hoạt động hỗ trợ của mây đối lưu phát triển mạnh theo
chiều cao.
3.2.4 Sự dịch chuyển của dải hội tụ nhiệt đới
Ta hãy xem xét một hình thế dải hội tụ nhiệt đới hình thành và phát triển vào cuối tháng 7
năm 2005. Dải hội tụ nhiệt đới trong trường hợp này bao gồm hai xoáy thuận: một là áp thấp
nhiệt đới ở phía đông Philippine với đường đẳng áp ngoài cùng là 1005mb, hai là cơn bão đổ bộ
vào ven biển Bắc Bộ với khí áp ở vùng trung tâm bão hạ thấp tới 995mb (Hình 3.9). Tại mực
850mb dải hội tụ nối liền với trục xuyên qua hai tâm áp thấp nằm ở phía tây, gần như dọc theo
vĩ hướng.
Hình 3.9.

11. 12
Hình thế dải hội tụ nhiệt đới kéo dài từ phía tây qua Bắc Bộ tới phía đông Philippine
Trên ảnh mây vệ tinh ngày 31/7/2005 (Hình 3.10) ta thấy rõ xoáy mây bão gần tròn bao
phủ Bắc Bộ, Bắc Trung Bộ và vịnh Bắc Bộ. Khối mây trên áp thấp nhiệt đới cấu tạo bởi các
dải mây lớn xoáy vào tâm ở phía đông Philippine. Trên hình 3.9 cũng biểu diễn các véc tơ gió
từ tầng thấp đến tầng giữa khí quyển nhờ phân tích sự di chuyển của các đám mây ở các mực
này. Ta có thể thấy rất rõ hệ thống tín phong ở phía bắc dải hội tụ.
Hình 3.10.
Màn mây dải hội tụ nhiệt đới ngày 31/7/2005
3.3 SÓNG ĐÔNG
Sóng đông là nhiễu động sóng trong đới gió đông, di chuyển từ đông sang tây. Sóng
đông tạo nên khu vực thời tiết tốt ở phần đầu sóng theo hướng di chuyển (phần phía tây sóng)
và khu vực thời tiết xấu với mây tích và mây vũ tích cho mưa rào ở phần đuôi sóng (Phần
phía đông sóng).
Trên trường áp ban đầu trong đới gió đông ở phía nam áp cao cận nhiệt xuất hiện nhiễu
động sóng với rãnh áp thấp nằm theo hướng ngược lại so với rãnh trong đới gió tây ôn đới,
nghĩa là chân rãnh nằm ở phía bắc lõm sâu vào áp cao cận nhiệt. Trong những điều kiện thuận
lợi, biên độ rãnh lớn dần và khơi sâu trở thành một áp thấp, có khi trở thành bão như minh
hoạ trên hình 3.11.

12. 13
Hình 3.11.
Sóng đông với áp thấp nhiệt đới hình thành trong đới tín phong phía nam
áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương
Từ hình 3.11, ta thấy sóng đông lan tới mực 500mb phát triển thành bão nằm sát ngay
phía nam trong đới tín phong của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương. Trường hợp này
xảy ra không ít lần ở Tây Bắc Thái Bình Dương. Ở phần phía bắc của bão, gradien khí áp
tăng lên rõ rệt làm tăng tốc độ của tín phong. Riehl (1954) lần đầu tiên phát hiện sóng
đông ở miền biển Caraip. Ông đã minh hoạ sự xuất hiện của sóng đông trên trường gió,
biến áp và thời tiết ở Sanjuan trong các ngày 11 đến 13 tháng 7 năm 1944 bằng mặt cắt
thẳng đứng theo thời gian đối với hướng và tốc độ gió (Hình 3.12) tại Sanjuan từ ngày 11
đến 13/7/1944.

13. 14
Hình 3.12.
Mặt cắt thẳng đứng theo thời gian ở San Juan, Puertorico, 11-13/1944. Đường đậm là trục rãnh tại
các mực. (Riehl, 1954)
Sự dịch chuyển của sóng đông qua địa phương thể hiện rất rõ trên trường gió ở các
tầng, trường biến áp mặt đất và điều kiện thời tiết. Ngày 11/7 ở San juan đới gió đông chiếm
một tầng dầy từ mặt đất đến độ cao 3km, tốc độ gió đông đạt 8m/s. Trong cả 3 kỳ quan trắc
biến áp 24giờ (ΔP24) đạt giá trị từ 0 đến –0,6mb, chứng tỏ có sự giảm áp và vùng áp thấp đang
đến gần, lượng mây tổng quan nhiều nhất là 5/10 mây vũ tích. Tình hình đó kéo dài đến 8 giờ
sáng ngày 12/7 thì trục rãnh tới địa phương, gió chuyển hướng đông nam với tốc độ giảm yếu
chỉ còn 5m/s và lan tới tận 6km. Thời điểm trục rãnh tới địa phương trùng với thời điểm biến
áp âm đạt giá trị –1,1mb, tiếp đó là giá trị –1,4mb. Như vậy rãnh áp thấp đã đi qua địa phương
làm giảm khí áp một cách đáng kể. Khi trục rãnh đi qua địa phương áp cao cận nhiệt lại được
tăng trở lại, biến áp lại có giá trị dương tới 3,1 - 3,8mb. Đồng thời gió trên cao lại quay trở lại
hướng đông ở mực dưới 3km, phía trên là gió nam, tương ứng với trường áp ở phía đông rãnh
ngược. Gần trục rãnh ngược, gió hai bên có hướng hội tụ. Thêm vào đó ta còn thấy sự hội tụ
tốc độ gió xuôi theo dòng: tốc độ gió đông nam nhỏ ở gần trục rãnh, cuối dòng khí và tốc độ
gió đông nam lớn ở đầu dòng (đạt tới 15m/s).
Sự hội tụ hướng và nhất là hội tụ tốc độ gió ở phần đuôi rãnh (phần phía đông) tạo dòng
thăng rất mạnh. Kết quả là hình thành khối mây tích dày với lượng mây tổng quan 10/10 cho
mưa rào và dông. Trên hình 3.13 là mô hình sóng đông trong trường dòng mực 3,5km (đường
liền) và trường áp mặt đất (đường đứt). Ta thấy rõ dạng rãnh ngược trong đới gió đông, với
trục rãnh trên cao 3,5km nằm dịch sang phía đông so với trục rãnh mặt đất.
Hình 3.13.
Mô hình sóng đông với đường dòng ở mực 3-5km (đường liền),
đường đẳng áp mặt đất và trục rãnh trên cao và trục rãnh tại mặt đất
(Riehl, 1948)
Trên phần bên trái hình 3.14 là một hình thế sóng đông với rãnh ngược giữa hai khu
vực áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương tại mực 500mb. Trục rãnh ngược nằm trên khu
vực Nam Bộ, có thể thấy rõ sự hội tụ của đường dòng phía đông trục rãnh. Sự hội tụ này
chính là nguyên nhân hình thành màn mây tích trên khu vực Nam Bộ như biểu diễn trên
ảnh mây vệ tinh (phần bên phải hình 3.14). Sóng đông trong 5 ngày cho lượng mưa đáng
kể 200 - 300mm. Ở Bắc Biển Đông sóng đông dịch chuyển từ đông sang tây với tốc độ
khá ổn định khoảng 20km/h nên có thể dự báo đường đi của sóng đông theo phương pháp

14. 15
quán tính.
Hình 3.14.
Sóng đông ở Nam Bộ trên trường dòng mực
500mb (a) và hệ thống mây vũ tích trong khu vực
sóng đông trên ảnh mây vệ tinh ngày 17/12/2005
(b). (Lê Văn Tháo - 2003)
3.4 SÓNG XÍCH ĐẠO
Trên bản đồ trường đường dòng hợp thành tại rãnh xích đạo có sự hội tụ của tín phong
Bắc và Nam Bán Cầu. Dải hội tụ này do một số khu vực hội tụ ngắn hạn liên quan với chuỗi
áp thấp. Các nhiễu động này biểu hiện rõ trên trường dòng với trường gió, trường áp và diễn
biến thời tiết trong khu vực 5-10oN. Sự thay đổi của thời tiết thường phù hợp với sự di chuyển
của sóng theo chiều từ đông sang tây. Sóng xích đạo có cường độ cực đại ở các vĩ độ gần xích
đạo gây ảnh hưởng đối với thời tiết ở hai bên xích đạo với sự hội tụ dòng khí cơ bản.
Trên hình 3.15 là mô hình trường đường dòng (đường liền) và trường đường đẳng tốc
(đường đứt).
Theo quy luật phân bố gió ở miền gần xích đạo ta thấy trên xích đạo tốc độ dưới 2,5 m/s và
tăng tuyến tính đến 10 - 12m/s ở hai phía cách xa xích đạo. Do sự phân bố gió mạnh ở xa xích
đạo và yếu tại xích đạo nên xoáy tương đối có tính xoáy thuận, trong trạng thái ổn định, đường
dòng và đường đẳng áp song song với nhau.
A
B
C

15. 16
Hình 3.15.
Đường dòng (đường liền) và đường đẳng tốc trong trường hợp dải gió
đông gần xích đạo. λ- bước sóng (Riehl,1954)
Mặt khác, ở phía tây đỉnh sóng λ+20o (Bắc Bán Cầu) dòng khí phân kỳ, còn ở phía đông
đỉnh sóng dòng khí hội tụ. Trên trường tốc độ ta cũng có thể thấy ở phần phía tây đỉnh sóng
có phân kỳ tốc độ: theo hướng dòng khí tốc độ gió của dòng ở B < 5m/s, ở cuối dòng, tốc độ
gió tại A lớn hơn 10m/s. Ngược lại ở phía đông sóng có sự hội tụ tốc độ: tốc độ gió đầu dòng
tại C là 10m/s lớn hơn tốc độ gió tại B nhỏ hơn 5m/s. Như vậy, ở phần tây đỉnh sóng có sự
phân kỳ đường dòng cùng với phân kỳ tốc độ tạo điều kiện thuận lợi cho dòng giáng. Còn ở
phần đông đỉnh sóng có hội tụ đường dòng và hội tụ tốc độ gió tạo điều kiện cho dòng thăng
phát triển. Hệ quả là ở phần tây đỉnh sóng thời tiết tốt và ở phần đông đỉnh sóng thời tiết xấu
với mây tích và vũ tích cho mưa rào.
Sóng xích đạo với nhiễu động áp thấp thường hình thành ở miền biển phía nam Nam Bộ
trong giới hạn vĩ độ 5 - 10oN. Các nhiễu động này phát triển trong lớp mỏng với độ xoáy tuyệt
đối nhỏ do ở vĩ độ quá thấp, lực Coriolis nhỏ. Cũng với lý do này nhiễu động trên dải áp thấp
gần xích đạo về mặt nguyên lý rất khó khơi sâu thành áp thấp nhiệt đới và bão. Đó cũng chính
là đặc điểm khác biệt giữa dải hội tụ nhiệt đới và dải áp thấp xích đạo. Bão Linda có thể di
chuyển và tồn tại khi đi qua phía nam Cà Mau về phía vịnh Thái Lan tới khu vực có vĩ độ gần
5oN nhưng cũng nhanh chóng giảm yếu thành khu áp thấp và tan đi trên biển.
Hình 3.16.
Dải áp thấp xích đạo trên trường dòng (a) và ảnh mây vệ tinh hồi 00z ngày 19/10.2005 (b)
Chúng tôi dẫn ra một ví dụ điển hình của sóng xích đạo vào nửa sau tháng 10/2005.
Trong khoảng 0 - 10oN; 100 - 160oE hình thành dải xoáy xoáy thuận trên trường dòng, xem
hình 3.16 (Bản đồ đường dòng 00z ngày 16/10/2005). Phía bắc các xoáy này là dòng khí
hướng đông bắc, phía nam là dòng khí vượt xích đạo chuyển hướng thành gió tây nam hội tụ
vào ba xoáy này. Hệ thống áp thấp xích đạo gây dòng thăng khá mạnh và tạo hệ thống mây
tích biểu hiện rõ trên ảnh mây vệ tinh hồi 00z ngày 19/10/2005. Trên ảnh mây cũng biểu diễn
các véc tơ gió nhận được từ kết quả phân tích sự dịch chuyển của mây tầng thấp. Ta thấy hệ
thống gió đông bắc ở phía bắc dải áp thấp thể hiện rõ còn gió tây nam ở phía nam phân tán
hơn.
3.5 HÌNH THẾ PHỨC HỢP GÂY MƯA LỚN
Để minh hoạ cho các hình thế đã trình bày trong chương 3 chúng tôi dẫn ra ở đây một
hình thế phức hợp, gây đợt mưa lũ lịch sử trong hơn 100 năm qua ở Bắc Trung Bộ. Trong
vòng 6 ngày đầu tháng 11 năm 1999 thiên nhiên đã trình diễn hầu hết các hình thế điển hình
trên lãnh thổ Việt Nam: từ hoạt động của dải hội nhiệt đới với gió mùa tây nam ở phía nam và
tín phong đông bắc ở phía bắc, đến sự tương tác giữa dải hội tụ nhiệt đới và front lạnh đang di
chuyển từ phía bắc xuống, hình thế tương tác giữa tín phong với địa hình, sự tăng cường tín

16. 17
phong do sóng đông ở Bắc Trung Bộ và cuối cùng là sự đổ bộ của bão từ Biển Đông.
Hậu quả của các hình thế nói trên là lượng mưa ngày ở Huế đạt tới 80-100% lượng mưa
năm và tổng lượng mưa toàn đợt có nơi ở Bắc Trung Bộ đạt tới 2288mm. Trên bản đồ (hình
3.17) là phân bố tổng lượng mưa toàn đợt.
Ta thấy lượng mưa lớn nhất (trên 2000mm) tập trung ở Bắc Trung Bộ nhưng lượng mưa
trên 150mm cũng lan ra các khu vực Bắc Bộ, Trung và Nam Trung Bộ do các hệ thống mây
front lạnh di chuyển ở phía bắc và hệ thống mây mưa do dải hội tụ nhiệt đới phát triển mạnh ở
phía nam khu vực mưa lớn này. Dưới đây ta hãy lần lượt xét từng hệ thống tác động gây mưa
trong đợt này.
Hình 3.17.
Bản đồ phân bố tổng lượng mưa trong toàn đợt từ 1 đến 6/11/1999
Dải hội tụ nhiệt đới. Từ ngày 01/11/1999 dải hội tụ nhiệt đới với hai tâm thấp nằm dọc
theo vĩ tuyến 8oN thể hiện rõ trên bản đồ mặt đất, 850mb, 700mb và thậm chí lan tới 500mb.
Theo số liệu thám không tại Thành phố Hồ Chí Minh trong suốt những ngày tồn tại của dải
hội tụ nhiệt đới gió tây nam rất dày và đạt tới tốc độ 10m/s ở phía nam dải hội tụ. Phía bắc dải
hội tụ là tín phong đông bắc và đông lan từ trên cao xuống tới mực 850mb và tại mực này vẫn
còn giữ tốc độ 10m/s. Trên bản đồ mặt đất ngày 1/11/1999 (hình 3.18), ta thấy một sự đồng
nhất của nhiệt độ là 24oC. Nền nhiệt độ thấp như vậy là do thời tiết xấu với mây vũ tích và
mưa rào (ảnh mây ngày 1/11/1999) (Hình 3.19) của dải hội tụ nhiệt đới đã gây mưa và làm

17. 18
giảm nền nhiệt. Ta thấy màn mây trên khu vực áp thấp nhiệt đới và bão có chiều ngang chừng
500 - 700km, giữa chúng là màn mây hẹp với chiều ngang chừng 100 - 200km.
Hình 3.18.
Dải hội tụ và front lạnh trên bản đồ mặt đất Âu Á hồi 7 giờ ngày 01-11-1999
Front lạnh. Cũng trong thời gian này ở phần phía bắc đang xảy ra một đợt xâm nhập lạnh
với front lạnh khá rõ. Ngày 31/10/1999 front lạnh nằm ở biên giới phía bắc Việt Nam. Trong
các ngày tiếp đó front lạnh di chuyển xuống phía nam và đến ngày 03/11/1999 (Hình 3.20)
front lạnh đã nằm ở vị trí cực nam của nó trong đợt xâm nhập lạnh này. Sự di chuyển về phía
nam của front lạnh đóng vai trò như một nêm lạnh tác động đẩy khối không khí biến tính phía
nam làm cho tất cả các hệ thống gây mưa chịu tác động xa đối với hệ thống đối lưu đúng như
Chang (1976) đã nhận xét. Các hệ thống gây mưa càng phát huy hết sức mạnh của chúng.
Không khí lạnh khi đến Bắc Trung Bộ bốc lên theo sườn đông của dãy Trường Sơn có thể tạo
nên hệ thống mây tích và vũ tích cho mưa rào, đồng thời cũng đẩy tín phong rất ẩm đang xâm
nhập rất mạnh ở phía trên front lạnh này.

18. 19
Hình 3.19.
Màn mây dải hội tụ nhiệt đới với bão và áp thấp nhiệt đới ở phía Nam Việt Nam và Biển
Đông và màn mây front lạnh ở biên giới phía bắc ngày 1/11/1999
Hình 3.20.
Bản đồ mặt đất ngày 3/11/1999 với front lạnh tiến tới Bắc Trung Bộ,
tiến sát và tương tác với dải hội tụ nhiệt đới ở phía nam
Hoạt động của tín phong. Trong trường hợp này tín phong đóng hai vai trò, thứ nhất là
hội tụ với gió mùa tây nam trên dải hội tụ nhiệt đới, thứ hai là chịu tác động nâng lên của địa
hình và của không khí lạnh trong khu vực Bắc Trung Bộ. Ngoài ra, ở đây còn có một hiệu ứng

19. 20
khác, đó là hiệu ứng hội tụ tốc độ trong dòng tín phong như đã nói trong mục 3.1.3. Tín
phong trong trường hợp này có tốc độ rất lớn, tốc độ này càng lớn hơn khi ở phía nam xuất
hiện một sóng đông làm tăng gradient khí áp ở phía nam của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình
Dương. Sự hội tụ xuôi dòng của tốc độ đã gây nên sự hội tụ tốc độ gió trong bản thân dòng tín
phong. Sự hội tụ này không biểu hiện rõ trên trường áp. Đây là trường hợp tín phong mạnh và
rất dày do đó sự hội tụ trong dòng khí có ý nghĩa rất lớn đối với sự hình thành mây vũ tích
cho mưa. Thêm vào, trong những ngày cuối đợt một áp thấp nhiệt đới đã xuất hiện ở Biển
Đông và di chuyển về phía bắc của dải hội tụ nhiệt đới cũng góp phần tăng lượng mưa đáng
kể.
Sự tương tác phối hợp trong một thời gian rất ngắn đã đưa đến trận lũ lịch sử gây nhiều
thiệt hại về người và của ở khu vực Bắc Trung Bộ.
Những trận mưa lớn ở Bắc Trung Bộ có thể chỉ do một trận bão. Tuy nhiên, mưa kéo
dài và đạt đến cường độ lớn cũng xảy ra thường xuyên ở khu vực này chỉ do tương tác của
front lạnh với bão cùng di chuyển tới khu vực hay sự tương tác giữa tín phong và dãy
Trường Sơn. Nhưng lượng mưa toàn đợt lớn trên 2000mm là do sự phối hợp của năm hình
thế như trình bày ở trên là trường hợp hi hữu, một lần trong 100 năm.
Trong 3 mục cuối chương này chúng tôi sẽ đề cập tới các nhiễu động tần suất thấp theo
chu kỳ dài năm như dao động tựa 2 năm, dao động 40 - 50 ngày và dao động nam ENSO.
Các nhiễu động này có thể gián tiếp hay trực tiếp liên quan tới sự biến đổi của thời tiết, nhất
là hiện tượng dao động nam ENSO, chúng hỗ trợ và định hướng cho các dự báo hạn vừa và
hạn ngắn.
3.6 DAO ĐỘNG TỰA 2 NĂM
Vào đầu những năm 60 những nghiên cứu khí tượng đã phát hiện sự đổi hướng thịnh
thành từ năm này qua năm khác của gió tầng bình lưu trên khu vực xích đạo. Trong năm này
gió trong tầng bình lưu xích đạo có hướng đông với tốc độ lớn, còn trong năm sau gió tây
mạnh lại thịnh hành. Sự dao động của hướng gió thịnh hành ở tầng bình lưu giữa gió đông và
gió tây được gọi là “dao động tựa hai năm”. Từ "tựa" được dùng chỉ thời gian giữa hai cực trị
của gió đông và gió tây thịnh hành không phải là 24 tháng mà là 27 tháng.
Trên hình 3.21 là biến trình gió vĩ hướng, gió tây (đại lượng dương), gió đông (đại lượng
âm). Ta có thể thấy rằng gió mực 30mb chuyển sang hướng đông hoặc hướng tây trước gió
mực thấp hơn (mực 50mb). Điều đó cho thấy rằng gió đã lan truyền từ trên xuống phía dưới
trong khí quyển.
Hình 3.21.
Dị thường gió vĩ hướng đã làm trơn đối với gió miền xích đạo tại mực 30mb và 50mb. Đại
lượng dương là gió tây, đại lượng âm là gió đông. Gió ở mực cao hơn (30mb) chuyển

20. 21
sang hướng đông hoặc hướng tây trước gió mực thấp hơn (50mb). Điều đó cho thấy
rằng gió đã lan truyền từ trên xuống phía dưới trong khí quyển. (Climate Diagnostics
Bulletin, CPC (1996))
Gió đông có cường độ lớn hơn rất nhiều so với gió tây; thời gian chuyển từ gió đông cực
đại sang gió tây cực đại ngắn hơn nhiều so với trường hợp chuyển ngược lai tây sang đông.
Chênh lệch giữa tốc độ gió cực đại và cực tiểu trong dao động tựa hai năm nằm trong khoảng
40-50m/s, chu kỳ trung bình là trên 2 năm, đó là chu kỳ khá lớn của cả biên độ và hướng
trong dao động tựa hai năm. Một đặc tính nữa của dao động tựa hai năm là gió đông và gió
tây lan truyền xuống phía dưới qua khí quyển theo thời gian. Tốc độ lan truyền trung bình của
phía dưới khoảng 1km/tháng nhưng trong hai hướng gió thì gió tây lan truyền xuống phía
dưới nhanh hơn so với gió đông.
Hình 3.22.
Mô hình nhiễu động không gian-thời gian phù hợp với dao động
nhiệt đới 40-50 ngày. Phần A mô tả thời gian khi áp thấp nhất tại
đảo Can Tôn, phần E tương tự như phần A nhưng đối với khí áp
cao nhất. Mây cumulus biểu diễn khu vực có cường độ đối lưu
tăng cường. Ta thấy có sự lan truyền từ phía tây sang phía đông
của những nhiễu động và các vòng hoàn lưu tương ứng
Đối với phần lớn các mực, sự chuyển hướng từ gió tây sang gió đông được làm trơn theo
thời gian. Tuy nhiên, đối với lớp giữa mực 30 và mực 50mb gió tây có thể ổn định trong một
vài tháng. Sự chuyển hướng sang gió đông thường bị trễ. Khi trên mực 50mb biên độ của dao
động tựa hai năm không biến đổi mạnh thì ở phía dưới mực này sự giảm biên độ diễn ra rất
nhanh. Biến động cực đại giữa sự thịnh hành gió đông và gió tây tại mực 20mb và tốc độ của
cả hai gió đông và gió tây giảm theo chiều cao. Đặc tính phụ thuộc vào chiều cao tiếp theo là
tại các mực thấp thời gian tồn tại của gió vĩ hướng gió tây kéo dài hơn gió đông, trong khi tại
các mực cao quan hệ ngược lại.
Đối với một số khu vực miền vĩ độ thấp, các biến khí hậu như lượng mưa và nhiệt độ có
sự biến động theo thời gian phù hợp với sự biến động của dao động tựa hai năm (Ogallo,
1979). Chính vì vậy các nhà khí hậu đã quan tâm đến hiện tượng dao động tựa hai năm, và sự
liên quan của nó với các dao động quy mô lớn khác, chẳng hạn như với dao động nam và dao
động nhiệt đới 40-50 ngày và sử dụng mối quan hệ này trong dự báo khí hậu hạn dài (Jury,
McQueen, 1994). Ngoài những nghiên cứu nói trên vai trò của dao động tựa hai năm trong
khí hậu nhiệt đới còn chưa hoàn toàn được hiểu rõ. Cần phải có cơ sở để giải thích sự duy trì
của nó, đặc biệt là việc đánh giá vai trò của dao động tựa hai năm trong sự biến đổi của các
thành phần khác của hoàn lưu nhiệt đới, chẳng hạn như dao động nam (Gray, Schaeffer và
Knaff 1992), gió mùa và tần suất của xoáy thuận nhiệt đới (Gray và Knaff 1991).

21. 22
3.7 DAO ĐỘNG NHIỆT ĐỚI 40-50 NGÀY
Dao động nhiệt đới 40-50 ngày hay còn gọi là dao động Madden và Julian (MJO) (1971)
là sự biến đổi tần số thấp trong cường độ của gió ở khí quyển tầng cao và sự biến đổi của
nhiệt độ tại các mực khác nhau phối hợp với sự biến đổi của khí áp mặt đất. Chu kỳ của
những sự biến động này dài nhất vào khoảng 41-53 ngày và có tần số lớn nhất vào khoảng
gần 45 ngày.
Dao động 40-50 ngày là cơ sở giải thích một số biến động tần suất thấp của hoàn lưu
nhiệt đới và sự biến động khí hậu. Trong số các đặc trưng này thì sự di động từ phía tây sang
phía đông của dao động 40-50 ngày có ý nghĩa lớn nhất. Sự di động này thể hiện dưới dạng
sóng khí quyển, phần lớn có sự phù hợp với sự di chuyển của các ổ đối lưu lớn. Các ổ này di
chuyển với tốc độ từ 10-30 m/s từ Ấn Độ Dương sang phía tây Thái Bình Dương và ngang
qua Thái Bình Dương tới Nam Mỹ. Những hiệu ứng bề mặt của sự dịch chuyển của các ổ đối
lưu sang phía đông có thể thấy rõ ở một số khu vực miền xích đạo phù hợp với biến đổi nhiệt
độ và khí áp mặt đất với chu kỳ 40-50 ngày (Hình 3.22). Ngoài những đặc trưng không gian
nói trên, dao động 40-50 ngày cũng có những đặc trưng biến đổi theo thời gian đáng lưu ý.
Chẳng hạn, sự biến động giữa các mùa và trong năm thể hiện trong bản chất của dao động
này. Sự biến động trong mùa, bao gồm cả các dao động 10-20 ngày, 30-50 ngày và một tuần
(Ding 1994) là quan trọng nhất vì dao động này có những tác động lớn đối với các giai đoạn
tích cực và thụ động (giai đoạn ngừng) của gió mùa
Dao động này có sự biến đổi về cường độ: mạnh nhất từ tháng 12 đến tháng 2 và yếu nhất
từ tháng 6 đến tháng 8. Dao động này yếu nhất ở miền Tây Thái Bình Dương và mạnh nhất ở
Ấn Độ Dương. Những biến động mùa là đáng kể và gây nên sự dịch chuyển theo mùa của
trung tâm đối lưu tích cực, phù hợp với sự dịch chuyển của dải hội tụ nhiệt đới (ITCZ)
(Madden và Julian 1994).
3.8 EL NINO DAO ĐỘNG NAM (ENSO) VÀ HOÀN LƯU WALKER
EL Nino-Dao động nam (ENSO: El Nino Soithern Oscillation) là dị thường quy mô lớn
của hệ thống đại dương - khí quyển với nhiễu động lớn trong dòng biển và nhiệt độ mặt nước
biển gây nên điều kiện dị thường khí quyển và môi trường trong khu vực xích đạo, trước hết
là ở Thái Bình Dương.
Bình thường, khu vực xích đạo miền Đông Thái Bình Duơng lạnh hon so với vị trí xích
đạo của nó (Hình 3.23), chủ yếu là do tín phong Đông Bắc Bắc Bán Cầu và tín phong Đông
Nam Nam Bán Cầu đưa nước biển lạnh từ hai cực tới miền Đông Thái Bình Dương tới sát
miền duyên hải Nam Mỹ, trong đó có Chilê và Pêru.

22. 23
Hình 3.23.
Những thích ứng cơ bản của Thái Bình Dương và khí quyển đối với hiện
tượng El Nino (Trenbert, 1991)
Trong thời gian tín phong yếu, mặt biển miền Trung và Đông Thái Bình Dương nóng lên
dị thường. Ở duyên hải Nam Mỹ mây nhiều, mưa lớn, nghề cá giảm sản lượng đánh bắt.
Trong khi đó ở châu Úc hạn hán nặng nề. Đó là hiện tượng EL Nino, pha ENSO nóng. Trên
quy mô toàn cầu trong thời gian này ở miền Đông Thái Bình Dương mặt biển nóng (Hình
3.24) nước trồi đại dương yếu, hình thành áp thấp dị thường, dòng thăng phát triển tạo điều
kiện hình thành hệ thống mây tích, gây ra những trận mưa lớn. Trong khi đó ở miền Trung và
Tây Thái Bình Dương mặt nước biển lạnh, hình thành áp cao dị thường với dòng giáng hạn
chế sự phát triển của đối lưu và mây mưa. Hiện tượng El Nino cũng ảnh hưởng đến quỹ đạo
bão: do dòng xiết cận nhiệt mạnh nên quỹ đạo bão có xu hướng lệch về phía hai cực
Hình 3.24.
Những thích ứng cơ bản của Thái Bình Dương và khí quyển đối với hiện tường

23. 24
La Nina (Trenbert, 1991)
Trong thời gian tín phong mạnh, dòng nước lạnh mạnh chẩy từ cực về hai phía xích đạo
làm cho miền Đông Thái Bình Dương lạnh dị thường. Xẩy ra hiện tượng ngược lại so với hiện
tượng EL Nino, đó là hiện tượng La Nina hay còn gọi là pha lạnh của ENSO. Hiện tượng này
gây nên hạn nặng ở Nam Mỹ, mưa lớn, thậm chí lụt lớn ở miền đông châu Úc.
Trên quy mô toàn cầu do tín phong mạnh dòng nước lạnh từ miền cực về phía xích đạo
mạnh, mặt biển miền Đông Thái Bình Dương lạnh dị thường, nước trồi mạnh, hình thành áp
cao dị thường cản trở dòng thăng đối lưu, hạn chế sự hình thành mây tích, thịnh hành mây
dạng tầng, ít mưa. Ở miền Tây Thái Bình Dương xẩy ra hiện tượng ngược lại: nhiệt độ mặt
nước biển cao, hình thành áp thấp dị thường mây và mưa đối lưu tăng cường. Bão có xu thế di
chuyển vĩ hướng do dòng xiết cận nhiệt yếu hơn bình thường.
Ngoài hiện tượng nước trồi, trên biển còn có sự thay đổi của lớp tà nhiệt và dòng biển
trong khu vực xích đạo. Bình thường tín phong đưa nước từ bờ đông đại dương sang bờ tây
đại dương làm cho mực nước ở bờ đông dâng lên cao hơn bờ tây 40cm. Trong thời kỳ El Nino
cùng với hiện tượng nước chìm là sự giảm chênh lệch mực biển ở hai miền Đông Tây Thái
Bình Dương (từ 40cm chỉ còn 20cm), dòng biển chẩy về phía đông Thái Bình Dương. Trong
thời kỳ La Nina cùng với hiện tượng nước trồi đem nước lạnh và chất dinh dưỡng từ dưới sâu
lên mặt biển là dòng chẩy hướng về phía xích đạo mạnh làm mực nước biển ở miền Tây Thái
Bình Dương dâng lên hơn mực bình thường 10cm.
Hiện tượng ENSO liên quan chặt chẽ với hoàn lưu khí quyển theo chiều đông tây ở miền
xích đạo. Hoàn lưu này được J. Walker phát hiện năm 1924 nên còn gọi là hoàn lưu Walker
trên hình 3.25 mô tả các vòng hoàn lưu Walker tại các vùng khác nhau ở miền xích đạo.
Dấu hiệu ENSO thể hiện ở sự dị thường của phân bố nhiệt độ mặt biển và sự dao động
khí áp theo chiều đông tây được gọi là dao động nam, để phân biệt với dao động khí áp ở
Đông Bắc Đại Tây Dương và Bắc Thái Bình Dương. Chính vì vậy người ta thường lấy hai
thông số này làm chỉ tiêu định lượng trong nghiên cứu hiện tượng ENSO. Dao động khí áp
này gọi là dao động nam để phân biệt với dao động khí áp khác như dao động ở Bắc Đại Tây
Dương và Bắc Thái Bình Dương. Trong dao động nam sự biến đổi dung lượng nhiệt của biển
được vận chuyển vào không khí dưới dạng biến đổi của khí áp. Kết quả là xảy ra sự biến đổi
trong phân bố của khí áp ngang qua Thái Bình Dương theo chiều đông tây.
Hình 3.25.
Hoàn lưu vĩ hướng miền xích đạo thuộc Thái Bình Dương, Nam Mỹ, Đại Tây Dương, châu
Phi, Ấn Độ Dương và châu Úc
Sự biến đổi cường độ của hệ thống hoàn lưu Walker được định lượng hoá bằng chỉ số dao
động nam (SOI: Southern Oscillation Index). Chỉ số SOI được tính theo công thức Troup
(1965)

24. 25
ΔPT − D − ΔPT − D
SOI = 10x
σ( ΔPT − D )
ở đây ΔPT − D - hiệu khí áp mực biển trung bình tháng của hai trạm Tahiti và Darwin,
Δ PT − D - giá trị trung bình nhiều năm của ΔPT − D ; σ( ΔPT − D ) - độ lệch chuẩn của ΔPT − D
của tháng tính SOI
Người ta đã tính SOI cho các năm từ 1876 đến 2000 và từ tháng 1 đến tháng 10 hàng năm
(Hình 3.26). Đại lượng SOI âm chỉ khí áp bờ đông Thái Bình Dương nhỏ hơn chuẩn trong
hiện tượng El Nino (Hình thành áp thấp dị thường). Đại lượng SOI lớn biểu thị điều kiện La
Nina (Hình thành áp cao dị thường). Diễn biến SOI trong các năm từ 1977 đến 1996 cho thấy
chu kỳ ENSO là khoảng 4 đến 7 năm, mỗi hiện tượng có thể kéo dài từ 1 đến 2 năm.
Hiện tượng El Nino xảy ra trung bình trong khoảng thời gian 60 ngày đủ để có thể cắt
ngang qua Thái Bình Dương và làm tăng nhiệt độ mặt nước biển và mây ở miền Đông Thái
Bình Dương. Chuỗi số liệu chẩn đoán các thông số khí quyển của Thái Bình Dương và các
thông số đại dương như tốc độ gió, bức xạ sóng dài mất đi vào không gian vũ trụ (ORL) và
nhiệt độ mặt nước biển (SST) được biểu diễn trên hình 3.27. Trên hình này ta thấy biểu hiện
rõ sự khác biệt và xu thế so với giá trị trung bình nhiều năm của các thông số này trong những
năm ENSO. Những sự khác biệt và xu thế này có thể được dùng làm cơ sở để phát triển các
mô hình dự báo khí hậu hạn dài đối với miền nhiệt đới. Một trong những điều kỳ lạ của
ENSO là có những dấu hiệu bất ổn định hệ thống đại dương - khí quyển ở miền Thái Bình
Dương dẫn tới sự khởi đầu ENSO. Mặc dù không thể có một cơ chế riêng biệt nào được phát
hiện và được coi là cơ chế khởi đầu cho ENSO. Cơ chế khởi đầu có thể là một trong các biến
dạng như sự yếu đi sóng Rossby trong đại dương có thể khởi tạo những hiện tượng ban đầu
của ENSO.
Hình 3.26.
Diễn biến của chỉ số dao động nam. Giá trị âm khi áp suất tại trạm Tahiti nhỏ hơn áp suất trạm
Darwin trùng hợp với thời gian xảy ra các hiện tượng ENSO (Climate Diagnostics Bullentin,
CPC(1996)
Mặc dù bản chất đích thực của cơ chế khởi đầu ENSO còn chưa rõ. Trong khi toàn bộ đặc
điểm của các hiện tượng ENSO về sự phát triển, thời gian khởi đầu, độ kéo dài và cường độ
cũng như những ảnh hưởng khí hậu của ENSO đã sáng tỏ. Ảnh hưởng đó thể hiện dưới dạng
các hình thế chuẩn sai mưa và nhiệt độ ổn định trong mỗi đợt ENSO.
Hiện tượng ENSO năm 1983 là một ví dụ. Tổng lượng mưa lớn hơn trung bình ở Bắc
Bán Cầu vào các tháng có ENSO dọc theo bờ tây của miền nhiệt đới Nam Mỹ, Miền Nam
Brazin và miền Trung Argentina cũng như ở các vĩ độ cận nhiệt của Bắc Mỹ. Những điều
kiện chuẩn sai ẩm dương này dẫn tới lũ lụt tăng cường, sói mòn và lở đất, tất cả các hiện

25. 26
tượng này có tác hại lớn đối với sản xuất nông nghiệp, hệ thống giao thông và đối với cuộc
sống con người.
Hiện tượng ENSO không những chỉ gây ảnh hưởng đến sự biến đổi thời tiết ở miền xích
đạo Thái Bình Dương, những dấu hiệu của hiện tượng này còn thấy ở Ấn Độ, châu Phi, châu
Nam Cực và Bắc Mỹ.
Hình 3.27.
Chuỗi thời gian đã được làm trơn của các biến khí quyển - đại duơng dự báo đối với miền xích đạo
Thái Bình Dương, (a) Khí áp Darwin và Tahiti (b) Độ lệch chuẩn, Tốc độ gió trung bình vĩ huớng
trên vùng 5oN-5oS, 175oW- 140oW (c) Bức xạ sóng dài mất đi tính trung bình cho khu vực (d) Nhiệt
o o o o
độ trung bình mặt biển tính trung bình cho khu vực 0 S-10 S, 90 W- 80 W. Chuẩn sai tương ứng
với thời kỳ 1951-1980 đối với (a), 1979-1995 đối với (b), (c), (d)
Kết quả nghiên cứu gần đây cho thấy sự khởi đầu của của hiện tượng ENSO có thể do ba
nguyên nhân: chu trình khí hậu hay dao động đại dương-khí quyển, động đất dưới nước ở
miền Đông Thái Bình Dương và dao động của hoạt động Mặt Trời. Trong ba nguyên nhân kể
trên thì hai nguyên nhân sau ít liên quan với hiện tượng ENSO, nguyên nhân chủ yếu vẫn là
sự dao động phức tạp trong động lực của hệ thống đại dương-khí quyển.
Trenberth nghiên cứu mối liên quan giữa sự phát xạ CO2 với hiện tượng ENSO cho thấy
trong 20 năm gần đây khi lượng khí CO2 tăng lên, khí quyển và đại dương nóng lên, hiện
tượng El Nino xuất hiện với tần suất cao hơn và kéo dài hơn so với hiện tượng La Nina
Theo Tổ chức Khí tượng thế giới (WMO) kể từ năm 1970 có ba thập kỷ mỗi thập kỷ xẩy
ra 5 lần El Nino: 1972-1973, 1982-1983, 1986-1988, 1991-1995 và 1997-1998. Trong đó El
Nino 1997-1998 có cường độ lớn nhất và El Nino 1991-1995 kéo dài nhất thế kỷ 20. Trong 7
thập kỷ trước đó cũng chỉ xẩy ra 5 hiện tượng El Nino vào các năm: 1899-1900, 1904-1905,
1913-1915, 1925-1926 và 1940-1941.