KHÍ TƯỢNG SYNÔP NHIỆT ĐỚI pdf

1

TRẦN CÔNG MINH









KHÍ TƯỢNG SYNÔP NHIỆT ĐỚI

NHÀ XUẤT BẢN ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI

2

PHẦN II. HỌC THUYẾT VỀ THỜI TIẾT MIỀN NHIỆT ĐỚI
Sau chiến tranh thế giới thứ hai, cùng với sự hình thành và phát triển của
khí tượng hiện đại và sau này khi nguồn số liệu ngày càng phong phú thì càng
có nhiều bằng chứng về sự biến đổi phức tạp của các quá trình khí quyển nhiệt
đới. Thái Bình Dương đầy bão tố với tần suất bão gấp đôi các vùng khác trên
thực tế không bình yên như tên gọi c
ủa nó. Nhiều quá trình tương tác giữa hoàn
lưu ôn đới và hoàn lưu nhiệt đới như tương tác giữa front lạnh của chuỗi xoáy
miền ôn đới và dải hội tụ nhiệt đới đem lại hậu quả lũ lụt nghiêm trọng với
lượng mưa trên 1000mm/ngày (gấp đôi lượng mưa năm của miền ôn đới) đã
thay đổi cách nhìn của các nhà khí tượng miền ôn đới và thu hút sự quan tâm,
thúc đẩy các công trình nghiên c
ứu phối hợp đối với miền nhiệt đới và trên quy
mô toàn cầu. Trong phần II của chương trình khí tượng synôp này sẽ trình bày
những cơ chế và đặc điểm chủ yếu của hoàn lưu nhiệt đới, các thành phần cơ
bản của hoàn lưu nhiệt đới như gió mùa, tín phong, dải hội tụ nhiệt đới, bão,
dông và các phương pháp dự báo bão, dông, những hiện tượng thời tiết đặc biệt
ở
miền nhiệt đới, những kiến thức cần cho sinh viên ngành khí tượng.

After the Second World War, with the progress of the Modern Meteorology and
the abundant of the meteorological data, there are a lot of evidences about the
complex variability of the atmospheric processes in the Tropics. Pacific Ocean with
the double frequency of Typhoons in comparing with other oceans is not calm as its
name. Many interactive processes between middle latitude and tropical circulations
such as interaction between cold front of cyclone families and ITCZ causing flash-
flood with rainfall amount more than 1000 mm/day (equal double annual rainfall
amount in the middle latitudes), which changed the mind of the Meteorologists and
attracted the interesting and improved cooperative studying in the tropical and global
regions. In the second part of the book on Synoptic Meteorology, we present the main
mechanisms and features of the tropical circulation: monsoon, trade wind,
intertropical convergence zone, tropical cyclones, eastward waves, thunderstorms,
forecasting methods on tropical cyclones and thunderstorms, the particular
phenomena in the Tropics, which are necessary for students specializing on
Meteorology.
3

MỤC LỤC
CHƯƠNG 1. NHỮNG ĐỘNG LỰC VÀ NGUỒN NĂNG LƯỢNG CƠ BẢN CỦA
HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI
7
1.1. RANH GIỚI MIỀN NHIỆT ĐỚI 7
1.2. CÂN BẰNG NĂNG LƯỢNG NHIỆT CỦA MẶT ĐẤT
VÀ KHÍ QUYỂN
7
1.3. NHỮNG NHÂN TỐ VẬT LÝ CƠ BẢN 11
1.3.2. Nhiệt độ mặt biển 12
1.3.3. Tương tác với hoàn lưu ôn đới 13
1.3.4. Các hiện tượng quy mô vừa và nhỏ 14
1.4. BẢO TOÀN MÔMEN QUAY VÀ SỰ TỒN TẠI ĐỚI GIÓ ĐÔNG NHIỆT

ĐỚI VÀ ĐỚI GIÓ TÂY ÔN ĐỚI
14
1.5. NHỮNG ĐẶC ĐIỂM CƠ BẢN CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI 16
1.5.1. Phân bố theo vĩ độ của tốc độ gió, khí áp và tính phân kỳ, hội tụ 16
1.5.2. Chuyển động thẳng đứng và dải mưa 17
1.5.3. Sự biến đổi theo mùa của hoàn lưu nhiệt đới và sự bất đối xứng của hai bán
cầu
18
1.6. TRƯỜNG ÁP, TRƯỜNG GIÓ MIỀN NHIỆT ĐỚI 19
1.6.1. Mô hình cơ bản của trường dòng và trường áp 20
1.6.2. Trường gió, trường áp gần mặt đất 21
1.6.3. Bản đồ đường dòng phần dưới và phần trên tầng đối lưu trong hai mùa
đối lập
25
1.7. CHUYỂN ĐỘNG THẲNG ĐỨNG 30
1.8. DÒNG XIẾT MIỀN CẬN NHIỆT VÀ NHIỆT ĐỚI 32
1.8.1. Dòng xiết cận nhiệt 32
1.8.2. Dòng xiết gió đông nhiệt đới mùa hè 34
1.9. GIÓ TẦNG BÌNH LƯU NHIỆT ĐỚI 35
1.10. ÁP CAO CẬN NHIỆT TÂY THÁI BÌNH DƯƠNG VÀ ÁP CAO TIBET 36
1.10.1. Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương 37
1.10.2. Áp cao Tibet 39
CHƯƠNG 2. HOÀN LƯU GIÓ MÙA Ở KHU VỰC ĐÔNG NAM Á 41
2.1. KHÁI NIỆM CHUNG 41
2.2. CÁC TRUNG TÂM TÁC ĐỘNG VÀ CÁC ĐỚI GIÓ MÙA Ở ĐÔNG Á VÀ
ĐÔNG NAM Á
43
2.3. CÁC NHÂN TỐ CƠ BẢN TRONG HOÀN LƯU GIÓ MÙA MÙA ĐÔNG. 45
2.4. XÂM NHẬP LẠNH VÀ HỆ THỐNG THỜI TIẾT 50
2.5. SỰ GIÁN ĐOẠN CỦA GIÓ MÙA MÙA ĐÔNG 59

2.6. CÁC CẤU TRÚC CƠ BẢN CỦA GIÓ MÙA MÙA HÈ 61
2.7. THỜI KỲ GIÓ MÙA TÍCH CỰC VÀ THỜI KỲ GIÓ MÙA THỤ ĐỘNG 63
2.8. SỰ BẮT ĐẦU VÀ KẾT THÚC CỦA GIÓ MÙA MÙA HÈ 69
2.9. ĐẶC ĐIỂM TẦNG KẾT NHIỆT, MÂY VÀ MƯA TRONG MÙA GIÓ MÙA
MÙA HÈ
71

4

CHƯƠNG 3. TÍN PHONG, DẢI HỘI TỤ NHIỆT ĐỚI, SÓNG ĐÔNG VÀ
SÓNG XÍCH ĐẠO
73
3.1. TÍN PHONG 73
3.1.1. Đặc điểm cơ bản 73
3.1.2. Độ ẩm và nghịch nhiệt tín phong 73
3.2. DẢI HỘI TỤ NHIỆT ĐỚI 77
3.2.1. Định nghĩa, cấu trúc 77
3.2.2. Cơ chế hình thành 82
3.2.3. Sự dịch chuyển của dải hội tụ nhiệt đới 84
3.3. SÓNG ĐÔNG 85
3.4. SÓNG XÍCH ĐẠO 88
CHƯƠNG 4. HOẠT ĐỘNG CỦA ÁP THẤP NHIỆT ĐỚI VÀ BÃO Ở BIỂN
ĐÔNG VÀ TÂY THÁI BÌNH DƯƠNG. DỰ BÁO BÃO VÀ ÁP THẤP NHIỆT
ĐỚI
92
4.1. ĐỊNH NGHĨA VÀ PHÂN LOẠI 92
4.2.TẦN SUẤT BÃO Ở MIỀN TÂY BẮC THÁI BÌNH DƯƠNG VÀ BIỂN ĐÔNG

93
4.3. ĐẶC TRƯNG CƠ BẢN CỦA BÃO 96

4.3.1. Trường áp 96
4.3.2. Trường chuyển động 97
4.3.3. Trường nhiệt 100
4.3.4. Hệ thống mây 102
4.4. CÁC GIAI ĐOẠN PHÁT TRIỂN CỦA BÃO 104
4.5. SỰ HÌNH THÀNH BÃO 107
4.5.1. Các điều kiện hình thành bão 107
4.5.2. Hình thế synôp và sự hình thành bão 110
4.5.3. Theo dõi sự hình thành bão 115
4.6. SỰ DI CHUYỂN CỦA BÃO 116
4.7. THEO DÕI VÀ DỰ ĐOÁN SỰ HÌNH THÀNH BÃO 122
4.8. SỰ TAN RÃ CỦA BÃO 125
4.9. DỰ BÁO SỰ DI CHUYỂN CỦA BÃO 128
4.9.1. Xác định tâm bão 128
4.9.2. Dự báo quỹ đạo bão 138
CHƯƠNG 5. MÂY TÍCH VÀ CÁC HỆ THỐNG THỜI TIẾT QUY MÔ VỪA:
DÔNG, LỐC, MƯA ĐÁ, VÒI RỒNG
144
5.1. KHÁI NIỆM CƠ BẢN VỀ MÂY TÍCH VÀ DÔNG 144
5.1.1. Định nghĩa và cấu trúc mây dông mạnh 144
5.1.2. Phân loại dông 144
5.1.3. Tổ chức ổ dông 145
5.2. CÁC DẠNG DÒNG THĂNG ĐỐI LƯU 147
5.2.1 Dòng thăng do bụm khí riêng lẻ 148
5.2.2 Sự mở rộng của bụm khí trong dòng thăng khi lên cao 148
5.2.3 Dòng thăng liên tục 149
5.3. CÁC GIAI ĐOẠN PHÁT TRIỂN CỦA Ổ DÔNG THƯỜNG 149
5

5.4. DÔNG FRONT LẠNH - DÔNG ĐƠN,DÔNG ĐA Ổ KHÔNG MẠNH 151

5.5. DÔNG SIÊU Ổ 152
5.6. CÁC LOẠI Ổ TRONG DÔNG MẠNH 155
5.6.1. Dông siêu ổ (super cell) 155
5.6.2. Dông đường tố 158
5.6.3. Các giai đoạn phát triển của siêu ổ dông 162
5.6.4. Các biến dạng của siêu ổ dông 162
5.7. MƯA ĐÁ 163
5.7.1. Sự lớn lên của hạt đá 163
5.7.2. Dòng thăng mạnh, điều kiện cho sự hình thành mưa đá 163
5.8. LỐC VÀ VÒI RỒNG 166
5.8.1. Lốc siêu ổ dông 167
5.8.2. Lốc không do siêu ổ 167
5. 8.3. Lốc không có siêu ổ 168
5.8.4. Đặc trưng của lốc 168
5.8.5. Cấu trúc và các giai đoạn phát triển của vòi rồng 169
5.9. NHỮNG ĐIỀU KIỆN CẦN CHO SỰ PHÁT TRIỂN DÔNG 171
5.9.1. Những điều kiện nhiệt động lực 171
5.10. CÁC HÌNH THẾ SYNÔP VÀ ĐIỀU KIỆN ĐỊA HÌNH TẠO HỘI TỤ MỰC
THẤP CHO CƠ CHẾ NÂNG KHỞI ĐẦU DÔNG
173
5.11. CÁC NHÂN TỐ MÔI TRƯỜNG ĐẶC BIỆT TRONG SỰ PHÁT TRIỂN
CỦA DÔNG MẠNH
180
5.12. CƠ SỞ LÝ THUYẾT DỰ BÁO DÔNG 186
5.13. PROFILE NHIỆT ẨM ĐẶC TRƯNG TRƯỚC CƠN DÔNG 187
5.14. CÁC NHÂN TỐ BIẾN ĐỔI PROFILE NHIỆT ẨM 192
5.14.1. Các quá trình làm biến đổi profile nhiệt 193
5.14.2. Những quá trình biến đổi profile ẩm 194
5.15. TRÌNH TỰ VÀ KỸ THUẬT DỰ BÁO PROFILE NHIỆT ẨM BUỔI TRƯA
PHÍA TRÊN LỚP BIÊN

195
5.15.1. Trình tự dự báo profile nhiệt ẩm 195
5.15.2. Phân tích nhiệt động học đối với đường tầng kết trong dự báo dông 198
5.16. CÁC CHỈ SỐ DỰ BÁO DÔNG 199
5.16.1. Nhận xét chung 199
5.16.2. Thế năng có khả năng đối lưu ( CAPE) 200
5.16.3. Chỉ số tổng của tổng chỉ số (Total-total index) 202
5.16.4. Chỉ số nâng bề mặt (Surface lifted index) 203
5.17. CÁC THƯỚC ĐO SỰ CẢN TRỞ ĐỐI LƯU 204
5.17.1. Chỉ số CIN 205
5.17.2. Chỉ số CAP và chỉ số tính cường độ cản trở đối lưu 205
5.18. KỸ THUẬT DỰ BÁO ĐƯỜNG TẦNG KẾT VÀ ĐƯỜNG ĐIỂM SƯƠNG

206
5.18.1. Nhận xét chung 207
5.19. SỐ RICHARDSON ĐỐI LƯU VÀ CHỈ SỐ NĂNG LƯỢNG XOÁY 208
5.19.1. Số Richardson đối lưu 208
6

5.19.2. Ý nghĩa vật lý của số Richardson đối lưu 209
5.19.3. Chỉ số năng lượng xoáy (EHI) 211
5.19.4. Ý nghĩa vật lý của chỉ số năng lượng xoáy (EHI) 211
5.20. GIẢI THÍCH TỔNG HỢP TÀI LIỆU THÁM SÁT DỰ BÁO DÔNG 213
5.20.1. Đánh giá khả năng dòng thăng 214
5.20.2. Đánh giá sự cản dòng thăng 216
5.20.3. Đánh giá cỡ hạt mưa đá cực đại 217
5.20.4. Đánh giá khả năng của dòng giáng 217
5.20.6. Đánh giá khả năng mưa lớn 220
5.21. VAI TRÒ CỦA ĐỘ ĐỨT THẲNG ĐỨNG CỦA GIÓ 220
5.21.1. Toán đồ mô tả profile gió 221

5.21.2. Nguồn gốc của độ đứt thẳng đứng của gió 222
5.21.3. Hiệu ứng độ đứt thẳng đứng của gió với sự phát triển đối lưu 222
5.21.4. Mối liên quan giữa độ đứt thẳng đứng của gió với sự phát triển dông. 223
5.21.5. Dự báo toán đồ gió 224
5.22. ĐÁNH GIÁ KHẢ NĂNG THỜI TIẾT XẤU TRONG DÔNG 224
5.22.1 Mưa lớn và lũ lụt đột ngột 224
5.22.2 Dự báo mưa đá lớn có quy mô hạt
≥
2 cm 226
5.22.3. Dự báo đường gió mạnh 227
5.22.4. Dự báo lốc 228
















7

CHƯƠNG 1. NHỮNG ĐỘNG LỰC VÀ NGUỒN NĂNG LƯỢNG CƠ BẢN
CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI
1.1. RANH GIỚI MIỀN NHIỆT ĐỚI
Trước tiên ta hãy xác định khu vực nhiệt đới trên trái đất. Hiện nay có một số
cách xác định miền nhiệt đới : theo quan điểm địa lý và theo quan điểm khí tượng.
Miền nhiệt đới theo quan điểm địa lý là miền nằm ở hai phía xích đạo và giới
hạn bởi vĩ tuyến gần vĩ tuyến 23,5
o
Bắc và Nam Bán cầu.
Trong khí tượng người ta coi miền nhiệt đới là miền nằm giữa hai vĩ tuyến 30N
và 30S, gần trùng với vị trí trung bình của trục cao áp cận nhiệt mỗi bán cầu, phần còn
lại của trái đất được gọi là miền ngoại nhiệt đới. Trên trường gió mặt đất, miền nhiệt
đới được đặc trưng bởi đới gió đông còn miền ngoại nhiệt đới là đới gió tây. Chính vì
v
ậy trong khí tượng synôp người ta còn lấy ranh giới phân chia đới gió đông nhiệt đới
và đới gió tây ở phần dưới tầng đối lưu (700mb) để xác định miền nhiệt đới. Như vậy,
ranh giới này biến động theo mùa và phụ thuộc vào vị trí địa lý.
1.2. CÂN BẰNG NĂNG LƯỢNG NHIỆT CỦA MẶT ĐẤT
VÀ KHÍ QUYỂN
Mặt trời là nguồn năng lượng chính đối với các quá trình khí quyển trên trái đất.
Miền nhiệt đới được giới hạn như trên thu nhận lượng bức xạ nhiệt lớn nhất trên trái
đất và ở đây quá trình bốc hơi trên mặt biển cũng xẩy ra mạnh nhất. Chính vì vậy miền
nhiệt đới là nguồn nhiệt và nguồn ẩm, từ đây các dòng khí và dòng biển vận chuyển
nhiệt ẩ
m về miền vĩ độ cao.
Tồn tại một sự cân bằng giữa lượng bức xạ mà khí quyển hấp thụ và lượng bức
xạ phát ra từ hệ thống trái đất - khí quyển. Chính vì vậy mà nhiệt độ trung bình của
mặt đất và của khí quyển hầu như không đổi trong thời gian dài. Mặt khác, chính hoàn

lưu bằng các chuyển động kinh hướng và chuyển động thẳng đứng lại đảm b
ảo cân
bằng nhiệt của từng phần trái đất : nhiệt độ của xích đạo có giá trị trung bình khá ổn
định.
8

Kết quả tính trung bình nhiều năm của thông lượng bức xạ, lượng mưa, lượng
bốc hơi và vận chuyển nhiệt dạng hiển nhiệt và ẩn nhiệt bốc hơi và ngưng kết là cơ sở
để xây dựng các đường phân bố của các thông số này theo vĩ độ ở Bắc và Nam bán
cầu (hình 1.1- 1.4).
Phân bố bức xạ trên trái đất phụ thuộc trước hết vào vĩ độ
địa lý. Trên hình 1.1
là sơ đồ tổng quát về cân bằng bức xạ theo vĩ tuyến. Mặt đất thu được bức xạ nhiệt
dương ở hầu hết các vĩ độ, trừ phần nhỏ gần hai cực (cách cực khoảng 15
o
vĩ đối với
mỗi bán cầu). Ở đây phát xạ nhiệt từ bề mặt băng tuyết lớn hơn lượng bức xạ nhận từ
mặt trời.

Khí quyển mất năng lượng phát xạ sóng dài
nhỏ hơn là thu nhận từ mặt đất, vì vậy dòng
nhiệt truyền từ mặt đất vào khí quyển, từ đó
nhiệt lại truyền cho những lớp cao hơn và cuối
cùng mất nhiệt vào không gian vũ trụ.
Hình 1.1 Phân bố thông lượng bức xạ trung bình
năm theo vĩ tuyến của mặt đất, khí quyển và hệ thống
trái đất- khí quyển (Seller, 1965)
Cân bằng bức xạ của hệ thống trái đất-khí quyển là tổng cả hai cân bằng bức xạ
cho mặt đất và khí quyển. Đối với khí quyển cân bằng bức xạ dương đối với miền nội
nhiệt đới (giới hạn 40

o
S và 40
o
N) và âm đối với miền ngoại nhiệt đới. Phần thừa bức
xạ (bức xạ dương) bao gồm khu vực nằm giữa 35
o
vĩ của hai bán cầu đó là miền nội
nhiệt đới. Miền ngoại nhiệt đới thiếu bức xạ và thường xuyên được bù lại bằng sự trao
đổi nhiệt giữa các vĩ độ dưới dạng các dòng ẩn nhiệt và hiển nhiệt.
Để bảo toàn cân bằng nhiệt toàn phần cho thời đoạn dài, thể hiện ở sự ổn định
của nhiệt độ trung bình ở các
độ cao và các vĩ độ thì cần phải có một cơ chế vận
chuyển nhiệt từ mặt đất về phía khí quyển và từ miền nhiệt đới về phía các vĩ độ cao.
Vận chuyển nhiệt từ mặt đất về phía khí quyển dưới dạng hiển nhiệt, nhiệt
truyền từ nơi nhiệt độ cao sang nơi nhiệt độ thấp và ẩn nhiệt qua quá trình bốc hơi,
ngưng kết hơi nước và quá trình vận chuyển của hệ thống mây. Trên biển nhiệt đới,
lượng ẩn nhiệt được vận chuyển dưới dạng hơi nước lớn hơn là lượng vận chuyển hiển
Thừa
Thiếu Thiếu
Khí quyển
Hệ thống
trái đất - khí quyển
Mặt đất
9

nhiệt. Theo Malkus, tính trung bình cho toàn trái đất, hơn 80% khí quyển thu nhiệt từ
phía mặt biển và mặt đất dưới dạng ẩn nhiệt từ hơi nước và hơn nửa lượng ẩn nhiệt
này là do đại dương nhiệt đới giữa 30
o
N và 30

o
S cung cấp. Sự chuyển pha của nước
trong khí quyển và sự vận chuyển hơi nước không chỉ có ý nghĩa trong việc bảo toàn
cân bằng nước mà cùng với sự vận chuyển hơi nước là sự vận chuyển ẩn nhiệt, lượng
nhiệt này sẽ được giải phóng trong quá trình ngưng kết hơi nước.
Trên hình 1.2 là sơ đồ cân bằng nước trong hệ thống trái đất-khí quyển. Tính
theo phân bố lượng mư
a, lượng bốc hơi và hiệu hai đại lượng này theo vĩ độ. Ta thấy
lượng mưa lớn hơn bốc hơi trong các đới từ khoảng vĩ độ 45-60
o
về phía cực và trong
khoảng 10
o
vĩ hai phía xích đạo. Ngược lại, từ 10-40
o
vĩ ( miền cận nhiệt đới thịnh
hành cao áp trên vùng sa mạc) lượng bốc hơi lớn hơn lượng mưa. Lượng mưa cực đại
tại xích đạo mưa chủ yếu có dạng rào từ hệ thống mây tích trên dải áp thấp xích đạo.
Hai cực đại khác nằm ở hai miền ôn đới Bắc và Nam bán cầu (khoảng 50-60
o
vĩ ) do
hoạt động của các chuỗi xoáy thuận. Hai cực tiểu lượng mưa liên quan với trục áp cao
cận nhiệt ở khoảng 30
o
vĩ. Lượng bốc hơi lớn nhất không ở xích đạo nơi lượng mưa
lớn và nhwng nền nhiệt không quas lớn và nhiều mây. Hai cực đại của lượng bốc hơi
nằm ở khu vực cách xa xích đạo khoảng 10-15
o
vĩ. Hiệu lượng mưa trừ lượng bốc hơi
dương ở trên xích đạo thừa ẩm và trên hai khu vực hoạt động mạnh của xoáy thuận ôn

đới. Đại lượng này có giá trị ẩm trên khu vực gần trục dải cao áp cận nhiệt ít mưa.

Hình 1.2 Phân bố trung bình năm theo vĩ tuyến của lượng mưa, lượng bốc hơi, và
hiệu giữa lượng mưa và lượng bốc hơi (inch/năm) (Seller, 1965)

Lượng mưa
Lượng
b
ốc hơi
Lượng mưa
trừ bốc hơi
Bắc Bán cầu Xích đạo Nam Bán cầu

ầ


inch/năm
10

Tính trung bình năm khu vực bốc hơi mạnh bị mất lượng nước do bốc hơi còn
nơi mưa lớn hơn sẽ thu được lượng nước đó. Đại dương, chiếm khoảng 3/4 diện tích
bề mặt trái đất, mất nước do bốc hơi nhiều hơn là nhận nước do mưa vì lượng nước
bốc hơi thành mây bay vào trong đất liền. Kết quả của nhiều công trình nghiên cứ
u cân
bằng nước chứng minh là lượng mưa do dòng hoàn lưu chung đem lại lớn hơn lượng
mưa do hoàn lưu địa phương. Hình 1.2 cũng cho thấy miền cận nhiệt đới với nhiệt độ
cao phần lớn thuộc khu vực tín phong trên đại dương có lượng bốc hơi cực đại. Theo
Rielh và Malkus khu vực tín phong này đảm bảo lượng ẩn nhiệt và hiển nhiệt cho hoàn
lưu toàn cầu. Năng lượng này mộ
t phần do tín phong mặt đất đưa về phía xích đạo

dưới dạng hơi nước. Lượng hơi nước này được nâng lên trong khu vực rãnh xích đạo
và cũng là nhánh phía nam của hoàn lưu Hadley sau đó ngưng kết tạo nên các hệ thống
mây tích tạo hiển nhiệt và thế năng rồi được vận chuyển lên các vĩ độ cao nhờ dòng
thăng trong phản tín phong và đới gió tây ôn đới trên cao. Theo Rielh và Malkus chỉ
một phần trong dải gần xích đạo rộ
ng khoảng 10
o
vĩ là cần có các khối mây tích lớn
còn gọi là các "tháp nóng" để duy trì cân bằng nhiệt và bảo đảm vận chuyển một lượng
nhiệt lớn về phía cực.
Cân bằng năng lượng nhiệt theo vĩ độ duy trì được là nhờ sự vận chuyển nhiệt
của các dòng khí trong các hoàn lưu khí quyển và các dòng nước trong hoàn lưu đại
dương.
Sellers đã tính các dòng hiển nhiệt trung bình năm ở các vĩ độ do các dòng biển
và dòng khí vận chuyể
n. Các dòng hiển nhiệt đều có hướng vận chuyển từ miền nhiệt
đới về các vĩ độ cao phần lớn do hoàn lưu khí quyển và chỉ khoảng 20-25% lượng
nhiệt này do đại dương vận chuyển.
Phân bố theo vĩ tuyến trung bình năm của các thành phần vận chuyển năng
lượng nhiệt về phía cực (hình 1.4) cho thấy phía bắc 5
o
N vận chuyển năng lượng hiển
nhiệt do các dòng khí và dòng biển hướng về phía Bắc cực và phía nam 5
o
S, hướng về
phía Nam Cực. Cần lưu ý là trên hình vẽ các vận chuyển nhiệt về phía Bắc bán cầu là
đường ở phía trên còn các vận chuyển nhiệt về phía Nam Bán cầu ở phía dưới chứ
không phải giá trị âm. Vận chuyển hiển nhiệt do dòng biển có một cực đại ở vùng cận
nhiệt. Trong khi đó dòng hiển nhiệt do dòng khí có hai cực đại ở mỗi bán cầu với sự
vận chuyển hơi n

ước (kèm theo là lượng ẩn nhiệt) từ 20-25
o
vĩ mỗi bán cầu về phía
cực và từ các vĩ tuyến này hơi nước lại được vận chuyển về phía vị trí trung bình của
11

rãnh xích đạo (gần 5
o
N) cung cấp cho nhánh hoàn lưu Hadley phía nam tạo các dải
mây tích phát triển rất mạnh.

Tổng hợp lại ta thấy dòng nhiệt ở cả hai bán cầu đều có hướng từ xích đạo về
phía hai cực và có giá trị cực đại trên một dải gần 40
o
N và 40
o
S.
1.3. NHỮNG NHÂN TỐ VẬT LÝ CƠ BẢN
1.3.1. Phân bố lục địa và biển
Do hiệu ứng khác nhau trong quá trình đốt nóng vào mùa hè và làm lạnh vào
mùa đông mà xuất hiện chế độ gió mùa. Điển hình nhất là ở vùng Đông Nam Á nơi
khối lục địa lớn và bị đốt nóng mạnh làm cho các khối khí từ vùng biển nhiệt đới Nam
Bán cầu qua xích đạo tới tận các vĩ độ 25-30
o
N. Mùa đông không khí lạnh vượt qua
xích đạo sang châu Úc.
Dòng khí
Dòn
g

V
ĩ
độ


Vận chuyển hiển
nhiệt do khí quyển
Vận chuyển hiển
nhiệt do đại dương
Vận chuyển ẩn
nhiệt do khí quyển
Vận chuyển nhiệt
tổng cộng
Hình 1.3 Dòng hiển nhiệt phân kỳ
trung bình năm do dòng biển và dòng
khí ở các vĩ độ (Seller, 1965)



Hình 1.4 Phân bố trung bình năm theo
vĩ độ của các thành phần vận chuyển
nhiệt (Seller, 1965)


Xích đạo
12

Sự tiến thoái của gió thịnh hành theo mùa này phù hợp với sự dịch chuyển theo
mùa của vị trí trung bình của rãnh áp thấp gió mùa với gió tây ở phía xích đạo và gió
đông ở phía cực. Vị trí của các rãnh gió mùa lại liên quan chặt chẽ với dải cực đại

lượng mây và lượng mưa và với sự biến động vị trí và theo mùa của khu vực tần suất
cực đại của áp thấp nhiệt đới và bão.
Trên biển s
ự dịch chuyển theo mùa của rãnh xích đạo (nơi gặp gỡ của tín phong
hai bán cầu) tương đối nhỏ do ít biến động trong nền nhiệt của đại dương qua hai mùa
mùa đông và mùa hè. Sự đồng nhất của nền nhiệt lan tới phần giữa tầng đối lưu với
dao động nhiệt độ trung bình năm chỉ khoảng 1
o
C trong dải 15
o
N và 15
o
S. Nhiệt độ
trung bình năm của tầng đối lưu lớn nhất ở 5
o
S vào mùa hè Nam bán cầu và 20-25
o
N
vào mùa hè Bắc bán cầu.
Sự giải phóng ẩn nhiệt ngưng kết có xu thế tập trung trên lục địa nhiệt đới.
Rangmage cho rằng do tần suất dông lớn khu vực gần xích đạo của Nam Mỹ, châu
Phi, Indonesia cung cấp lượng nhiệt vận chuyển về vĩ độ cao nhiều hơn là lượng nhiệt
do đại dương miền vĩ độ thấp cung cấp. Nguồn nhiệt này tạo nên gradien nhiệt độ lớ
n
theo kinh hướng và tạo nên dòng xiết cận nhiệt mạnh ở khu vực này.
Cao nguyên Tây Tạng cũng là nguồn giải phóng lượng ẩn nhiệt đáng kể vào khí
quyển do tần suất dông lớn vào mùa hè. Theo Flohn tần suất dông này có vai trò quan
trọng trong việc duy trì và phát triển của cao áp tầng cao ở châu Á (cao áp Tibet) và
dòng xiết Nam Á hệ quả của sự tồn tại cao áp này. Liên quan với dòng xiết gió đông
này là khu vực khô hạn Bắc Phi, Arập, nơi dòng giáng và khu vực mưa lớn

ở
Indonexia và Đông Nam Á.
Sự khác biệt trong đốt nóng giữa lục địa và biển, giữa khu vực địa hình bị chia
cắt và đồng bằng cũng tạo nên hoàn lưu địa phương như gió đất biển, gió núi thung
lũng. Các dạng hoàn lưu địa phương có thể làm tăng cường hay giảm yếu hoàn lưu
chung tùy thuộc vào sự phối hợp hướng của hai loại hoàn lưu này : tăng cường nếu
trùng hướng và giả
m yếu nếu ngược hướng. Địa hình địa phương và khoảng cách so
với nguồn ẩm đóng vai trò chủ yếu trong phân bố lượng mưa ở miền nhiệt đới : sườn
đón gió mưa lớn, sườn khuất gió ít mưa.
1.3.2. Nhiệt độ mặt biển
Nhiệt độ mặt biển có ý nghĩa lớn đối với hoàn lưu khí quyển và thời tiết miền
13

nhiệt đới. Nhiệt độ mặt biển là nhân tố đầu tiên quy định nhiệt độ không khí sát mặt
biển. Khi nghiên cứu các điều kiện hình thành bão Palmen thấy rằng chỉ có vùng biển
ấm với nhiệt độ mặt biển lớn hơn hay bằng 26
o
C mới có khả năng giải phóng ẩn nhiệt
bằng cách nâng các lớp khí sát đất trong quá trình đối lưu tạo lõi nóng của xoáy thuận
đôi khi biến thành bão. Cường độ bão phụ thuộc vào phân bố nhiệt độ nước mặt biển,
có ý tưởng cho rằng sự biến đổi của trường nhiệt trên biển làm biến đổi quỹ đạo bão và
làm bão chuyển hướng. Càng xa nguồn ẩm và nguồn nhiệt về vĩ độ cao và lụ
c địa, bão
càng yếu. Bjerknes phát hiện mối tương quan thuận giữa cường độ của đới gió tây ôn
đới mùa đông ở đông bắc Thái Bình Dương và nhiệt độ mặt biển dải xích đạo của
Thái Bình Dương và có thể coi là một dấu hiệu dự báo hạn dài.
Trong năm Lanina (Elnino lạnh) ven bờ Pêru và Equador do nước trồi làm lạnh
mặt biển tạo dòng giáng thịnh hành ở khu vực này, hậu quả là năm đó khô hạn, m
ất

mùa cá. Ngược lại, trong những năm Elnino dòng biển nóng thay thế và tạo nên dòng
thăng thịnh hành gây mưa lớn đến mức lụt lội .
Dải hội tụ nhiệt đới (ICZ) là dải thời tiết xấu có lượng mây và lượng mưa cực
đại có mối liên quan với dải có nhiệt độ mặt nước biển cực đại ở gần xích đạo.
1.3.3. Tương tác với hoàn lưu ôn đới
Hoàn lưu ôn đới thường gây tác động đối với hoàn lưu và các hệ thống thời tiết
nhiệt đới. Trên các ảnh mây vệ tinh thường xuyên có các dải mây nằm sâu trong miền
nhiệt đới kéo dài tới miền ôn đới. Mùa đông front lạnh trong khu vực Đông Á và Bắc
Mỹ xâm nhập sâu vào nhiệt đới đem không khí cực đới biến tính gây sóng lạnh, sự
giảm nhiệt độ rất mạnh. Trong nhiều trường hợp front lạnh có th
ể tương tác với bão,
dải hội tụ nhiệt đới gây hậu quả thời tiết rất lớn. Trong mùa đông khi xoáy thuận hành
tinh mở rộng phạm vi hoạt động về phía xích đạo, hệ thống sống rãnh ôn đới trên cao
có thể làm biến dạng các hệ thống cao áp cận nhiệt, làm biến đổi dòng dẫn đường đối
với bão và làm bão chuyển hướng.
Xoáy thuận cận nhiệt phát triển từ áp thấp trên cao và c
ắt khỏi đới gió tây.
Những xoáy thuận thường lan xuống thấp mở rộng khu vực mưa ở miền cận nhiệt.
Mùa hè rãnh trên cao mở rộng từ miền ôn đới, tiến vào miền nhiệt đới và tương
tác với hoàn lưu nhiệt đới.
14

Ngược lại, bão di chuyển theo quỹ đạo parabol có thể tiến xa về phía cực tới
miền ôn đới, không khí lạnh xâm nhập khu vực bão, hệ thống front hình thành. bão trở
thành xoáy thuận ngoại nhiệt đới. Đó là các trường hợp thường xảy ra với bão từ miền
tây Thái Bình Dương vòng lên qua eo biển Đài Loan tới Camchatka.
Như vậy là không có đường ranh giới rõ rệt giữa miền nhiệt đới và miền ôn
đới. Các nhà khí tượng nhiệt
đới cần có hiểu biết về động lực của hoàn lưu ôn đới, mở
rộng phân tích về phía cực để nhận biết và giải thích ảnh hưởng của miền ôn đới đối

với khí quyển nhiệt đới.
1.3.4. Các hiện tượng quy mô vừa và nhỏ
Đối lưu và mây đối lưu không những có vai trò quan trọng trong quá trình giải
phóng ẩn nhiệt ngưng kết trong dải áp thấp xích đạo tại nhánh dòng thăng của hoàn
lưu Hadley. Mây đối lưu còn đóng vai trò quan trọng trong quá trình vận chuyển
mômen thẳng đứng và sản sinh động năng về phía vĩ độ cao. Charney, Eliassen và
Gray nhấn mạnh đến tầm quan trọng của các nhân tố nội tại trong sự hình thành bão
trong đó đối lưu đóng vai trò quan trọng. Có giả thuy
ết cho rằng các cụm mây tích và
nhiễu động nhiệt đới có sự hỗ trợ với nhau phát triển. Các khối mây tích với dòng
thăng không khí nóng ẩm rất mạnh là nguồn năng lượng từ tiềm nhiệt ngưng kết cho
các quá trình phát triển bão. Về phần mình nhiễu động khơi sâu bảo đảm chuyển động
hội tụ hơi nước ở tầng thấp cho các cụm mây tích phát triển. Về quá trình đối lưu và
dông s
ẽ được trình bày chi tiết trong chương 5.
1.4. BẢO TOÀN MÔMEN QUAY VÀ SỰ TỒN TẠI ĐỚI GIÓ ĐÔNG
NHIỆT ĐỚI VÀ ĐỚI GIÓ TÂY ÔN ĐỚI
Trên bản đồ gió nhiều năm ta có thể thấy một đặc điểm lớn nhất là sự thịnh
hành đới gió đông ở miền nhiệt đới và đới gió tây miền ngoại nhiệt đới. Có thể giải thích
sự hình thành của hai đới gió điển hình nói trên cho hai miền trên cơ sở định luật bảo
toàn mômen quay đối với trái đất.
Định luật bảo toàn mômen quay không những có thể áp dụng cho toàn bộ khố
i
lượng chung của trái đất và khí quyển mà có thể áp dụng cho từng cột khí và hạt khí
riêng lẻ. Định luật này được biểu diễn dưới dạng :
15

0)(
2
=+ rur

dr
d
ω
(1.1)
Trong đó u là tốc độ gió, r là tay quay - khoảng cách từ vật tới trục quay trên
mặt phẳng quay (hình 1.5a). Nếu ký hiệu a là bán kính trái đất thì r = a cosϕ, trong đó
ϕ là vĩ độ. Tốc độ góc của trái dất được ký hiệu là ω, ω = 2 π /86.400 rad. s
-1
hay 7,29.
10
-5
. s
-1
. Dọc theo quỹ đạo hạt khí d/dr là sự biến đổi cá thể (hình 1.5b). Theo (1.1)
mômen quay toàn phần luôn bảo toàn khi hạt khí di chuyển theo quỹ đạo của nó.


Hình 1.5 Sơ đồ mô men quay đối với đĩa quay (a) và đối với trái đất quay (b)

Hình 1.6 Sơ đồ vận chuyển mômen quay
tạo đới gió tây ôn đới và đới gió đông nhiệt
đới (Strahler, 1971)
để mômen quay tuyệt đối bảo toàn thì
mômen quay tương đối phải tăng lên, tốc
độ hạt khí u sẽ tăng và vượt quá tốc độ
quay của mặt đất tại khu vực vĩ độ cao.
Do không khí ở đó chuyển động nhanh
hơn mặt đất nên ở đây xuất hiện đới gió
tây ôn đới. Ngược lại, khi không khí di
chuyển về phía xích đạo, r sẽ tăng lên,

ωr
2
tăng và u sẽ giảm và nhỏ hơn so với
chuyển động của mặt đất tại khu vực vĩ
độ thấp, do chuyển động chậm hơn so
với mặt đất nên xuất hiện đới gió đông
ở miền nhiệt đới. Trên hình 1.6 là hai
đới gió đông và tây hình thành trên trái
đất quay.

Bắc
Đới gió
tây

Đới gió
đông
Xích đạo
r = acos
φ

30
o
Xích đạo
φ

Trục
u
ω
r
ω

q
u
ỹ
đ
ạ
o
r
Cực
16

Khi không khí di chuyển, chẳng hạn từ vĩ độ 30 mỗi bán cầu lên các vĩ độ cao
nơi mômen quay của mặt phẳng quay ωr
2
nhỏ hơn so với nơi hạt khí xuất phát do r
nhỏ đi so với a,
1.5. NHỮNG ĐẶC ĐIỂM CƠ BẢN CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI
Theo Atkinson “Hoàn lưu chung là mô tả thống kê của các chuyển động khí
quyển quy mô lớn trên toàn trái đất”. Đối với miền nhiệt đới thì đó là: gió mùa mùa
đông, tín phong, dải hội tụ nhiệt đới - kết quả phối hợp của hai hệ thống trên, sóng đông,
sóng xích đạo và bão- hiện tượng rất đặc biệt của miền nhiệt đới.
1.5.1. Phân bố theo vĩ độ của tốc độ gió, khí áp và tính phân kỳ, hội tụ


Hình 1.7 Gió theo hướng kinh tuyến trung
bình trên các đại dương, tháng 1 và tháng 7
Hình 1.8. Profil khí áp mực biển theo kinh
tuyến trong miền nhiệt đới (mb)
Trước hết ta hãy xem xét một số đặc điểm chung của phân bố gió, khí áp và phân kỳ
theo vĩ độ. Profile gió vĩ hướng trung bình thể hiện rõ chuyển động theo chiều kinh

hướng ( hình 1.7) dưới dạng gió nam và gió bắc.
Gió nam
m/s
Gió bắc
Tháng 1
Tháng 7
Xích đạo
Nam Bán cầu
Bắc Bán cầu
Tháng 7
Tháng 1 Bắc Bán cầu
Nam Bán cầu
17

Ta thấy trong đới 30
o
vĩ mỗi bán cầu gió thổi về phía xích đạo. Chuyển động
này chỉ tồn tại nếu như một số lực tăng tốc độ của chuyển động không khí theo hướng
này. Thực ra chỉ có một lực có thể làm tăng tốc độ của trường chuyển động quy mô
lớn là lực gradient khí áp. Ở miền nhiệt đới chuyển động không khí xuất phát từ dải áp
cao cận nhiệt h
ướng về phía dải áp thấp ở khu vực xích đạo dưới dạng tín phong.
Sự phân bố khí áp này thể hiện trên hình 1.8. Dải áp thấp này có khí áp nhỏ hơn
khu vực xung quanh từ 5 -10 mb và được gọi là dải áp thấp xích đạo. Dải áp thấp này
di chuyển theo mùa cùng với mặt trời và người ta coi đó là dải có bức xạ cực đại trên
trái đất tại các vĩ độ xích đạo ( nó còn được gọi là xích đạo nhiệt) .
1.5.2. Chuyển động thẳng đứng và dải mưa
Từ hình 1.3 phân kỳ của tốc độ gió theo chiều ngang tính cho một dải vĩ độ
a
v

a
v
a
rv
r
V
φ
φφ
tan1
\. −
∂
∂
=
∂
∂
=∇
r
(1.2).
ký hiệu gạch chỉ giá trị trung bình đối với vành đai trái đất còn ký hiệu (∂/∂φ) là
vi phân địa phương. Thành phần thứ hai tăng lên cùng với sự giảm đi của vĩ độ trên
trái đất và tại xích đạo thì bằng không. Trong miền nhiệt đới nó nhỏ hơn thành phần
thứ nhất nhiều (thành phần thứ nhất xác định profile phân kỳ).
Trên hình 1.9 là phân bố đại lượng phân kỳ và hội tụ theo chiề
u ngang của tốc
độ gió theo vĩ độ
Mật độ biến đổi ít và có thể loại ra khỏi phương trình (1.3). Tích phân theo chiều
cao ta có:
hhh
wVww =−∇=− )*.\.(
0

(1.4)
Vì tốc độ thẳng đứng ở mặt đất bằng không. Ký hiệu (*) chỉ đại lượng của tốc độ
thẳng đứng trung bình trong lớp từ H = 0 đến lớp H = 1 km như trên đã nói. Điều đó
có nghĩa là ở gần mặt đất trong khu vực phân kỳ w
h
<0 là dòng khí giáng và trong khu
vực hội tụ thì w
h
>0 là dòng thăng. Ta thấy là chuyển động giáng sẽ đem lại bầu trời
khô, quang mây còn chuyển động thăng sẽ đem lại trời mây và mưa. Hình 1.9 biểu
diễn dải hội tụ (có mưa lớn) trong khu vực xích đạo và dải phân kỳ (trời quang) trong
khu vực cận nhiệt đới, đúng như thực tế quan trắc được.
18


Hình 1.9 Giá trị phân kỳ trung bình trên đại
dương và chuyển động thẳng đứng trung
bình ngày tại mực 900mb (m/ngày) nếu
profil phân kỳ tính trung bình cho lớp giữa
mặt đất và 900mb.
Phân kỳ tốc độ gió trung bình ( trên
đại dương và tốc độ thẳng đứng tại 900
mb (m/ngày). Nếu profil phân kỳ biểu
diễn giá trị trung bình cho lớp nằm giữa
mặt đất và 900 mb. Nếu như phân kỳ ở
miền ngoại nhiệt đới là dương và ở miền
xích đạo là âm thường có sự hội tụ. Ta
hãy áp dụng khái niệm về bảo toàn khối
lượng trong khí quyển đối với trạng thái
ổ

n định mà ta có thể giả thiết là ổn định
theo mùa. Trong phương trình
0)V\.(
z
)w(
=∇+
∂
∂
r
ρ
ρ
(1.3)
ρ- mật độ không khí ; z- tọa độ
thẳng đứng; w-tốc độ thẳng đứng.
Nếu ta giả thiết là lớp khí quyển
mà ta nghiên cứu mỏng khoảng 1 km và
phía trên của lớp này là profile như trên
hình 1.7 và 1.9.
1.5.3. Sự biến đổi theo mùa của hoàn lưu nhiệt đới và sự bất đối xứng
của hai bán cầu
Nếu như bề mặt trái đất đồng nhất thì quỹ đạo của trái đất xung quanh mặt trời sẽ
gây nên sự biến đổi theo mùa không lớn. Thực tế quá trình diễn ra phức tạp hơn nhiều.
Điều đó một phần là do sự nghiêng của trục trái đất, một phần do sự phân bố không
đều của lục địa và biển với sự thích ứng khác nhau đối với thông lượng bứ
c xạ mặt trời
cũng như chu trình của nước và hơi nước trong khí quyển và sự phân bố của các dãy
núi trên trái đất. Trước hết ta hãy xem xét sự biến đổi của hoàn lưu trung bình theo vĩ
độ, sau đó sẽ xem xét sự biến đổi của hoàn lưu chung trên trái đất. Trên thực tế, những
điều kiện trung bình của hoàn lưu biến đổi theo vĩ độ mạnh hơn theo kinh độ.
Vị trí trung bình của dả

i áp thấp xích đạo là 5
o
S vào mùa đông Bắc Bán cầu , còn
mùa hè Bắc Bán cầu thì nằm ở 15
o
N, theo giá trị trung bình năm thì vị trí của dải áp
thấp xích đạo này là 5
o
N được gọi là xích đạo khí tượng( hình 1.10).
W (m/n
g
à
y
)
Tháng 1
Tháng 7
Phân kỳ Hội tụ
Rãnh xích đạo
Rãnh xích đạo
10
-6
s
-1

19

Vì vậy theo xích đạo khí tượng thì Nam Bán cầu rộng hơn Bắc Bán cầu. Ta đã
biết là miền nhiệt đới luôn cung cấp nhiệt cho miền ngoại nhiệt đới, điều đó có nghĩa
là Nam Bán cầu có nguồn nhiệt từ nhiệt đới lớn hơn so với Bắc Bán cầu. Do Châu
Nam cực với đại dương bao quanh ổn định hơn bất kỳ một châu lục nào nên áp thấp

hành tinh có tâm trên Nam Cực m
ở rộng về phía xích đạo và tăng cường đới gió tây ở
rìa áp thấp trên các đại dương phía nam và với cường độ mạnh hơn so với đới gió tây
Bắc Bán cầu cả vào mùa hè và mùa đông.

Hình 1.10 Các vị trí trung bình của rãnh áp thấp xích đạo trong tháng 1 và tháng 7
1.6. TRƯỜNG ÁP, TRƯỜNG GIÓ MIỀN NHIỆT ĐỚI
Trước khi xem xét các thành phần cơ bản của hoàn lưu nhiệt đới ta hãy dừng
lại ở những đặc điểm của trường áp và trường gió miền nhiệt đới.
Ở miền nhiệt đới nhiệt độ tương đối đồng nhất, trường áp nói chung mờ,
gradien khí áp ngang không lớn như ở miền ôn đới. Trừ trường hợp bão và sự xâm
nhập của không khí lạnh, nói chung ở miền nhiệt đớ
i, gradien khí áp ngang chỉ là 1-
2mb/100km, nhỏ hơn hai ba lần so với gradien khí áp ngang miền ngoại nhiệt đới.
Trên trường áp trung bình nhiều năm ta có thể thấy rõ những khu áp cao và áp thấp đó
là những khu vực thịnh hành của xoáy nghịch và xoáy thuận. Người ta còn gọi các hệ
thống áp cao và áp thấp này là trung tâm hoạt động với nghĩa là sự khống chế của
chúng tại khu vực nào đó sẽ quyết định đặc điểm thời tiết và khí hậ
u của khu vực đó.
Ngoài bản đồ trung bình đối với khí áp và gió, do ở miền nhiệt đới hệ thức địa
chuyển không thực hiện tốt nên người ta thường sử dụng bản đồ đường dòng thay cho
bản đồ phân bố khí áp ở mặt đất và bản đồ hình thế khí áp trên cao.
Trên bản đồ đường dòng miền nhiệt đới có một số chi tiết khác với các hệ thống
Tháng 7
Tháng 1

0 40 80 120 160 160 120 80 40
E W
N
20

10
0
10
20
S

20

miền ôn đới, đặc biệt là đối với khu vực xích đạo nơi lực coriolis không tồn tại. Ở đây
xuất hiện một hệ thống gọi là hệ thống sống đệm đặc trưng cho xích đạo, khu vực
chuyển tiếp giữa hai bán cầu.
1.6.1. Mô hình cơ bản của trường dòng và trường áp
Trước hết ta hãy làm quen với một số mô hình cơ bản của dòng khí trong khu
vực nhiệt đới với nhiều đặc trưng khác biệt so với miền ngoại nhiệt đới (hình 1.11).

Hình 1.11 Mô hình đường dòng mực thấp trong khu vực tín phong và gió mùa
(1) Sống áp cao (2) Rãnh áp thấp (3) Hệ thống sống đệm (Harris, 1970)
Trên hình 1.11a là mô hình đơn giản nhất từ buổi ban đầu phát triển khí tượng
nhiệt đới đó là hệ thống tín phong giữa sống cao áp của hai bán cầu. Thực tế, theo hoàn
lưu xoáy nghịch tín phong có hướng đông bắc ở Bắc Bán cầu và hướng đông nam ở
Nam Bán cầu. Ở phần đông và phần tây của cao áp cận nhiệt có thành phần kinh
hướng theo chiều bắc nam.
Xích Đạo
Xích Đạo
30 N 30 N
30 S
30 S
30 S 30 S
30 N30 N
……… (2)

(1) (3)
Xích
Đạo
Xích
Đạo
SW
21

Trên trường dòng miền nhiệt đới xen giữa hai đới tín phong này có thể thấy rãnh
áp thấp xích đạo và phía nam nó là hệ thống sống đệm (hình 1.11b).
Trường hợp này thường xẩy ra vào mùa hè ở Bắc Bán cầu. Trên hình 1.11b ở
Bắc Bán cầu giữa hai hệ thống sống có dòng khí thuận chiều kim đồng hồ biểu thị cao
áp cận nhiệt ở phía bắc và hệ thống sống đệm ở phía nam hệ thống rãnh áp thấp. Cần
phân biệt hệ thống áp cao Bắc Thái Bình Dương và hệ thống sống đệm gần xích đạo.
Chỉ khi di chuyển xa xích đạo về phía cực hệ thống sống đệm có thể nhập với sống áp
cao cận nhiệt và di chuyển như sống áp cao trong tác động với các hệ thống hoàn lưu
khác như dẫn đường các cơn bão.
Trên hình 1.11c là hình thế tương tự như trên hình 1.11b nhưng hệ thống sống
đệm nằm trên xích
đạo, khi đó tại các trung tâm xoáy ký hiệu phân biệt là chữ B
(buffer : đệm).
Trên hình 1.11d là mô hình dòng khí với hệ thống sống đệm với dòng khí theo
chiều kim đồng hồ chia thành ba phần khác nhau: ở phía nam xích đạo nó là trung tâm
xoáy thuận (C), ở Bắc Bán cầu là trung tâm xoáy nghịch (A), phần trên xích đạo là hệ
thống đệm (B). Trên Bắc Bán cầu hệ thống xoáy thuận tách ra làm hai phần : phần
phía tây phát triển mạnh và mở rộng sang phía đông với dòng khí tây nam thành hệ
thống rộng lớn. Dòng khí vượ
t xích đạo tiến rất xa về phía bắc xích đạo.
Hệ thống này mô tả rất sát hệ thống dòng khí mực thấp khu vực gió mùa Đông

Nam Á vào mùa hè Bắc bán cầu: dải rộng gío mùa tây nam do tín phong Nam Bán cầu
vượt xích đạo lên phía bắc và chuyển hướng, trục áp cao cận nhiệt ở khoảng 30
o
N,
phía nam áp cao cận nhiệt này là dải áp thấp xích đạo với trục nằm ở khoảng 15
o
N và
hệ thống sống đệm với phần phía bắc là xoáy nghịch, phần trên xích đạo là sống đệm
và phần ở Nam Bán cầu là xoáy thuận.
1.6.2. Trường gió, trường áp gần mặt đất
Trên các hình 1.12-1.14 là các bản đồ phân bố gió hợp thành
*
mực gradien
**
,
tháng 1
, 4, 7, 10. Trên bản đồ là đường dòng (đường liền) với hướng theo chiều mũi
tên và đường đẳng tốc gió hợp thành (đường đứt) vẽ qua 5kts (2kts=1m/s) tốc độ gió


*
Gió hợp thành là vectơ tốc độ gió tổng hợp của hai vectơ gió trung bình nhiều năm theo trục x (u) và y (v)
**
Mực gradien (giới hạn trên của lớp biên) là giới hạn trên của lớp chịu ảnh hưởng của lực ma sát, ở hầu
khắp miền nhiệt đới lớp biên có độ dày khoảng 3000 bộ (khoảng 1 km, 900 mb).
22

hợp thành nhỏ hơn 5 và lớn hơn 15 kts được tô đậm. Trên các bản đồ những đặc điểm
cơ bản của trường áp mực biển được thể hiện rõ với các trung tâm xoáy được ký hiệu
bằng chữ A: xoáy nghịch (khu áp cao) và chữ C: xoáy thuận (khu áp thấp).

Tháng 1 (hình 1.12)
1. Trên Đông Á dòng khí toả ra từ cao áp Sibêri về phía biển và vượt xích đạo về
phía Nam Bán cầu (1). Trên miền Tây Thái Bình Dương là sống cao áp cận nhiệt. Hệ
th
ống dòng khí của sống này nối liền với dòng khí từ áp cao Sibêri (trong nghiệp vụ dự
báo thời tiết áp cao còn được gọi là áp cao lục địa). Trừ phần rìa phía nam liên quan
với front lạnh, tốc độ gió trong khu vực cao áp Sibêri rất nhỏ (v<5kts). Ngay trong
khu vực nam Trung Quốc phía nam cao áp Sibêri thời gian này vẫn có hoạt động của
xoáy thuận. Có thể quan sát thấy hoạt động chuỗi xoáy thuận trên front cực miền Tây
Bắc Thái Bình Dương trong đó các thành phần chủ yếu của nó là cao áp l
ạnh Sibêri
như cao áp kết thúc của chuỗi xoáy và áp thấp trên biển Đài Loan, Nhật Bản, áp thấp
Alêut là các thành phần của chuỗi xoáy này (hình 2.5).
Trên Biển Đông và Nam vịnh Thái Lan là hai khu vực có tốc độ lớn hơn 15kts

Hình 1.12 Gió hợp thành mực gradien, tháng 1 (Atkinson và Sadler,1970)
2. Trục sống áp cao ở miền tây Thái Bình Dương nằm ở vĩ độ 25-30
o
N, trên trục
dải áp cao này gió yếu tốc độ nhỏ hơn 5kts (2). Từ phần phía nam sống cao áp này tín
phong đông nam thổi về phía xích đạo có tốc độ gió cực đại (7-10m/s) ở vĩ độ 5-10
o
N
(3).
4. Dải áp thấp xích đạo nằm từ xích đạo đến 5
o
S (4).
(1)
(2)
(3)

(4)
(5)
(6)
23

5. Rãnh tín phong nơi hội tụ tín phong hai bán cầu nằm ở 5
o
S. Liên quan với rãnh
này là lượng mây, mưa cực đại quanh năm ở nam Thái Bình Dương không như ở phần
bắc của đại dương này (5).
6. Sống cao áp Nam Bán cầu nằm ở 30
o
S trong suốt tháng 1, tốc độ gió trong
rãnh nhỏ hơn 5kts (6).
Tháng IV (Hình 1.13)
Tháng chuyển tiếp từ mùa đông sang mùa hè Bắc Bán cầu.
1. Áp cao Sibêri đã giảm yếu và di chuyển lệch đông rõ rệt so với vị trí tháng 1.
Trên phần Nam Trung Quốc hoạt động xoáy thuận mạnh lên dòng khí vượt xích đạo
giảm yếu hẳn (1).
2. Vị trí trục sống áp cao cận nhiệt không dịch chuyển nhiều so với vị trí tháng
1(2).
3. Khu vực tốc độ gió cực
đại nam áp cao cận nhiệt thu hẹp lại về phía đông
(3).
4. Rãnh gió mùa dịch chuyển ổn định lên phía bắc so với vị trí tháng 1(4).
5. Rãnh tín phong ít di động so với vị trí tháng 1(5).

Hình 1.13 Gió hợp thành mực gradien, tháng 4 (Atkinson và Sadler,1970)
6. Ở Nam Bán cầu rãnh gió mùa kéo dài từ khoảng 50
o

E đến 150
o
E. Rãnh tín
phong còn nằm ở nam Thái Bình Dương (6). Sống áp cao nói chung nằm ở phía nam
30
o
S và phía cực. Trên lục địa cao áp luôn lệch về phía xích đạo.
Tháng VII - Tháng mùa hè Bắc bán cầu (Hình 1.14)
1. Tháng 7 trường nhiệt áp cấu trúc lại gần như ngược so với mùa đông. Áp cao
(5)
(2)
(6)
(1)
(3)
(4)
24

Sibêri biến mất, áp thấp Nam Á phát triển mạnh và bao trùm khắp lục địa Đông Nam
Á (1). Phần kéo dài của áp thấp này sang phía đông là rãnh áp thấp còn được gọi là
rãnh gió mùa (Carson, 1985). Gió thổi vào rãnh từ tây nam và nam là gió mùa mùa hè
có thể có nguồn gốc từ áp cao Úc châu (5) và áp cao Mascarene (6).
2. Áp cao cận nhiệt Bắc Thái Bình Dương dịch chuyển lên phía bắc và mở
rộng (khu vực với v<5kts(2)). Khu vực tín phong có tốc độ cực đại ở phía nam cao áp
này và nằm ở 15
o
đến 20
o
N (3).
4. Rãnh tín phong đông bắc Thái Bình Dương từ tháng 4 dịch chuyển lên 10
o

N
và trở thành rãnh xích đạo. Rãnh này là nguồn phát sinh bão mùa hè và mùa thu Bắc
Bán cầu.

Hình 1.14 Gió hợp thành mực gradien, tháng 7 (Atkinson và Sadler,1970)
6. Khu vực nhiệt đới Nam Bán cầu thịnh hành sống cao áp với tín phong thổi về
phía xích đạo (5,6).
7. Rãnh tín phong tồn tại ở Nam Thái Bình Dương (7).
Tháng X. (Hình 1.15)
1. Hoàn lưu xoáy thuận trên Đông Nam Á. Cao áp Sibêri phát triển và mở rộng
khống chế Đông Á. Dòng khí từ lục địa thổi ra biển và vượt xích đạo sang Nam Bán
cầu đã hình thành.
2. Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương thu hẹp và dịch chuyển sang phía
đông (3).
(1) (2)
(3)
(4)
(5)
(6)
(7)
25


Hình 1.15 Gió hợp thành mực gradien, tháng 10 (Atkinson và Sadler,1970)
3. Rãnh xích đạo trên châu Á di chuyển về phía nam tương đối nhanh trong
mùa thu (4). Rãnh có hướng tây đông chứ không có hướng tây bắc-đông nam như
tháng 7. Rãnh này là nguồn hình thành bão nhiệt đới mùa chuyển tiếp, ở phía tây bắc
Thái Bình Dương, Biển Đông, vịnh Bengal và đôi khi cả biển Arập.
4. Rãnh tín phong nằm ở vĩ độ 12
o

S (5).
5. Áp cao cận nhiệt Mascarene và áp cao Úc châu thu hẹp lại
1.6.3. Bản đồ đường dòng phần dưới và phần trên tầng đối lưu trong
hai mùa đối lập
Để có được hình dung cơ bản về hệ thống gió mùa vào hai mùa ngược nhau cả
về chế độ gió, khí áp và mùa mưa và mùa khô ta hãy xem xét các hệ thống dòng khí
và các trung tâm khí áp vào hai tháng 1 và tháng 7 trên mực gần mặt đất là mực
850mb đặc trưng cho phần dưới và mực 200mb đặc trưng cho phần trên tầng đối lưu
trong đó thể hiện rõ nhất sự đổi mùa của hệ thống gió mùa cả ở dưới thấp và trên cao.
Những trung tâm chính đã được chỉ
ra trên các bản đồ ở mục 1.6.1
Tháng 1. Bản đồ đường dòng mực 850mb (hình 1.16)
Tại mực 850mb (khoảng 1,5km) còn thấy rõ dòng khí của xoáy nghịch Sibêri
ở Đông Á có hướng theo chiều kim đồng hồ toả ra từ lục địa về phía biển. Sống cao áp
cận nhiệt Tây Thái Bình Dương nằm ở khoảng 20
o
N.
(1)
(2)
(3)
(4)
(5)
(6)