Đề tài " Động lực học của xoáy thuận nhiệt đới trưởng thành và sự di chuyển của xoáy thuận nhiệt đới – bão " potx

Lời cảm ơn
Trong quá trình làm khóa luận này, em xin chân thành cảm ơn trường
Đại Học Khoa Học Tự Nhiên, Khoa Khí Tượng - Thủy Văn - Hải Dương
Học đã quan tâm tạo điều kiện cho em được học tập và công tác trong suốt
4 năm qua và hoàn thành xong khóa luận này.
Em xin chân thành cảm ơn tới các thầy cô và anh chị làm việc tại
Khoa Khí Tượng - Thủy Văn - Hải Dương Học đã giúp đỡ tạo điều kiện
cho em để em hoàn thiện xong khóa luận. Đặc biệt em xin chân thành cảm
ơn sâu sắc tới ThS. Vũ Thanh Hằng, người đã trực tiếp hướng dẫn và tận
tình giúp đỡ em hoàn thành khóa luận. Một lần nữa em xin chân thành cảm
ơn.
Hà Nội tháng 05 năm 2008
Sinh viên
Nguyễn Thị Ái Quyên
1
MỤC LỤC
TRANG
Mở đầu 3
Chương 1. Tổng quan về xoáy thuận nhiệt đới – bão 4
1.1. Định nghĩa và phân loại 4
1.1.1 Đinh nghĩa 4
1.1.2. Phân loại 5
1.3. Độ mạnh, cường độ và kích thước của bão 5
1.4. Các điều kiện hình thành xoáy thuận nhiệt đới – bão 6
1.5. Những đức trưng cơ bản của bão 7
1.5.1. Trường nhiệt áp 7
1.5.2. Trường chuyển động 8
1.5.3. Hệ thống mây 9
1.6. Các giai đoạn phát triễn của bão 10
1.6.1. Giai đoạn hình thành 10
1.6.2, Giai đoạn trẻ 11

1.6.3. Giai đoạn chín muồi 11
1.6.4. Giai đoạn ta rã 12
Chương 2. Động lực học của xoáy thuận nhiệt đới trưởng thành và sự
di chuyển của xoáy thuận nhiệt đới 13
2.1. Các phương trình chuyển động 13
2.2. Lực nổi 14
2.3. Hoàn lưu sơ cấp 16
2.4. Sự di chuyển của xoáy thuận nhiệt đới – bão 18
2
2.5. Dự báo sự di chuyển của bão 19
2.5.1. Xác định tâm bão 19
2.5.1.1. xác định tâm bão theo trường áp 19
2.5.1.2. Xác định tâm bão theo góc nghiêng của dòng khí ở
gần tâm bão 20
2.5.1.3. Phương pháp xác định tâm bão bằng ảnh mây vệ tinh 21
2.5.2. Dự báo quỹ đạo bão 21
2.5.2.1. Phương pháp quán tính và phượng pháp khí hậu 21
2.5.2.2. Phương pháp synốp 22
2.6. Sự tan rã của bão 25
Chương 3. Kết quả đánh giá sai số dự báo quỹ đạo bão bằng
mô hình HRM 28
3.1. Khía quát về mô hình dự báo thời tiết khu vực
phân giải cao HRM 28
3.2. Một số chỉ tiêu đánh giá sai số quỹ đạo bão 34
3.3. Nguồn số liệu 35
3.4. Kết quả đánh giá sai số quỹ đạo bão và phân tích 36
Kết luận 44
Tài liệu tham khảo 45
3
Mở đầu

Xoáy thuận nhiệt đới - bão là một hiện tượng thời tiết rất nguy hiểm đối với
các hoạt động kinh tế xã hội cũng như đời sống của con người. Hệ quả thời tiết mà
bão gây ra chẳng hạn như mưa lớn gây lũ lụt, sóng mạnh gió giật có sức tàn phá
nặng nề gây thiệt hại về vật chất cũng như tính mạng con người. Chính vì vậy các
nhà khí tượng cần phải nghiên cứu về bão và đưa ra những phương pháp dự báo
cường độ và quỹ đạo bão.
Khu vực Tây Thái Bình Dương là một trong những khu vực tập trung nhiều
bão nhất và có cường độ mạnh hơn so với các đại dương khác trên thế giới. Chính
vì vậy, việc tìm hiểu hoạt động của bão tại khu vực này và bão ảnh hưởng tới Việt
Nam là rất cần thiết. Trong khóa luận này, em tìm hiểu về cơ chế vật lý và một số
phương pháp dự báo sự di chuyển của xoáy thuận nhiệt đới – bão. Bên cạnh đó,
thử nghiệm chạy mô hình HRM cho 6 cơn bão (cơn bão Kino, Krovanh, Nepatak,
Chanthu, Vicenter và Damrey) với thời hạn dự báo 48h và phân tích đánh giá sai
số dự báo quỹ đạo bão của mô hình.
Cấu trúc khóa luận gồm có 3 chương:
Chương 1. Tổng quan về xoáy thuận nhiệt đới – bão
Chương 2. Động lực học của xoáy thuận nhiệt đới trưởng thành và sự di
chuyển của xoáy thuận nhiệt đới – bão
Chương 3. Kết quả đánh giá sai số dự báo quỹ đạo bão của mô hình HRM
Kết luận
4
CHƯƠNG 1
TỔNG QUAN VỀ XOÁY THUẬN NHIỆT ĐỚI – BÃO
1.1. ĐỊNH NGHĨA VÀ PHÂN LOẠI
1.1.1. Định nghĩa
Theo Atkinson (1971): ‘’Bão là xoáy thuận quy mô synốp không có front,
phát triển trên miền biển nhiệt đới hay cận nhiệt đới ở mực bất kỳ và có hoàn lưu
xác định’’.
Bão là hệ thống khí áp thấp có đường đẳng áp khép kín gần tròn với
gradient khí áp ngang và tốc độ gió rất lớn. Trong nghiệp vụ dự báo, người ta phân

biệt áp thấp nhiệt đới khi tốc độ gió cực đại ở trung tâm nhỏ hơn 17,2m/s và bão
khi tốc độ gió cực đại ở trung tâm bằng và lớn hơn 17,2m/s.

Hình 1.1. Tên gọi của xoáy thuận nhiệt đới – bão của các khu vực
Ban đầu bão là một vùng áp thấp với dòng khí xoáy vào tâm vùng áp thấp
ngược chiều kim đồng hồ ở Bắc Bán Cầu. Trong những điều kiện thuận lợi vùng
5
áp thấp này có thể khơi

sâu thêm, gió vùng quanh trung tâm mạnh lên trở thành áp
thấp nhiệt đới và sau đó là bão. Trong giai đoạn phát triển ổn định có thể thấy mắt
bão, khu vực đường kính 30-40km với khí áp thấp nhất, lặng gió hay gió yếu. Do
trong mắt bão có dòng giáng nên nhiệt độ ở đây cao hơn xung quanh, ít mây hay
quang mây. Trên ảnh mây vệ tinh, màn mây trong bão ở giai đoạn đầu là sự tập
trung của các đám mây tích và vũ tích lớn, sau một thời gian các tập hợp mây tích
này có thể tạo thành dải mây có dạng xoáy về phía trung tâm. Trong giai đoạn
thuần thục, mắt bão mới xuất hiện dưới dạng một hay hai chấm đen ở trung tâm
bão.
1.1.2. Phân loại
Dựa vào tốc độ gió mạnh nhất ở vùng gần trung tâm xoáy thuận nhiệt đới,
tổ chức khí tượng thế giới (WMO: World Meteorological Organization) quy định
phân loại xoáy thuận nhiệt đới thành:
1/ Áp thấp nhiệt đới (Tropical Depression): Là xoáy thuận nhiệt đới với
hoàn lưu mặt đất giới hạn bởi một hay một số đường đẳng áp khép kín và tốc độ
gió lớn nhất ở vùng gần trung tâm từ 10,8-17,2m/s (cấp 6- cấp 7).
2/ Bão nhiệt đới (Tropical Storm): Là xoáy thuận nhiệt đới với các đường
đẳng áp khép kín và tốc độ gió lớn nhất ở vùng gần trung tâm từ 17,2 đến 24,4m/s
(cấp 8- cấp 9).
3/ Bão mạnh (Severe Tropical Storm): Là xoáy thuận nhiệt đới với tốc độ
gió lớn nhất vùng gần trung tâm từ 24,5-32,6m/s (cấp 10- cấp 11).

4/ Bão rất mạnh (Typhoon/Hurricane): Là xoáy thuận nhiệt đới với tốc độ
gió lớn nhất vùng gần trung tâm từ 32,7m/s trở lên (trên cấp 11).
a, b,
6
Hình 1.2. Hình ảnh của một xoáy thuận nhiệt đới – bão
a, ảnh mây vệ tinh; b, mô tả cấu trúc của một cơn bão
1.3. ĐỘ MẠNH, CƯỜNG ĐỘ VÀ KÍCH THƯỚC CỦA BÃO
Độ mạnh được xác định bởi tốc độ gió lấy trung bình theo không gian
trong phạm vi khoảng từ 100km đến 250km tính từ tâm bão.
Cường độ được xác định bởi tốc độ gió cực đại hay áp suất mực biển cực
tiểu. Cường độ xoáy thuận nhiệt đới khác nhau rất nhiều. Căn cứ vào quyết định
của hội nghị khí tượng thế giới, đã chia xoáy thuận nhiệt đới làm 4 loại theo cường
độ: áp thấp nhiệt đới, bão nhiệt đới, bão mạnh, bão rất mạnh.
Kích thước của cơn bão được xác định là bán kính trung bình của tốc độ
gió mạnh (≥ 17m/s) hay của đường đẳng áp khép kín ngoài cùng (ROCI). Quan
trắc cho thấy kích thước và độ mạnh của cơn bão có quan hệ chặt chẽ với nhau,
tuy nhiên lại không quan hệ tốt với cường độ bão. Thông thường, sự tăng cường
độ thì sẽ dẫn tới tăng độ mạnh và sự giảm cường độ ở tâm thì sẽ làm giảm hoàn
lưu phía ngoài của bão.
Kích thước mang tính khí hậu học được thiết lập tốt ở khu vực Đại Tây
Dương và Bắc Thái Bình Dương. Tính trung bình, những cơn bão nhiệt đới có
kích thước là 1.5
0
độ vĩ, lớn hơn so với các cơn bão ở Đại Tây Dương. Những
xoáy thuận nhiệt đới kích thước nhỏ (ROCI < 2
0
độ vĩ) thường xẩy ra vào đầu
mùa bão (tháng 8), và những xoáy thuận nhiệt đới kích thước lớn (ROCI >10
0
độ

vĩ) xuất hiện vào cuối mùa (tháng 10). Xoáy thuận nhiệt đới có kích thước lớn
trung bình thường thấy ở 30
0
độ vĩ bắc.
Phân loại theo quan trắc dựa theo kích thước mắt bão [nhỏ (bán kính
≤
15km), trung bình (16-30km), lớn (30-120km), và không tồn tại thành mắt bão]
cho thấy mối tương quan giữa cường độ và độ mạnh.
1.4. CÁC ĐIỀU KIỆN HÌNH THÀNH XOÁY THUẬN NHIỆT ĐỚI-BÃO
Bão là một xoáy thuận nhiệt đới được cấu trúc bởi khối khí nóng ẩm với
dòng thăng rất mạnh xung quanh mắt bão, tạo thành hệ thống mây mưa xoáy vào
vùng trung tâm bão. Năng lượng bão là ẩn nhiệt ngưng kết của lượng hơi nước
7
khổng lồ bốc hơi từ mặt biển. Bão chỉ hình thành khi có sự phối hợp của các nhân
tố nhiệt động lực và trong hình thế synốp nhất định.
1/ Khu vực đại dương có diện tích đủ lớn với nhiệt độ mặt biển cao (từ 26-
27
0
C) bảo đảm nước bốc hơi mạnh cung cấp năng lượng ngưng kết lớn cho hệ
thống bão.
2/ Thông số coriolis có giá trị đủ lớn tạo xoáy. Bão thường hình thành trong
giới hạn vĩ độ 5-20
0
hai bên xích đạo.
3/ Dòng cơ bản có độ đứt thẳng đứng của gió yếu, bảo đảm cho sự tập trung
của dòng ẩm vào khu vực bão trong thời gian đầu của sự hình thành bão.
4/ Ở trên cao, trường khí áp phải phân kỳ để bảo đảm sự giải tỏa khối lượng
không khí hội tụ ở mặt đất và duy trì bão.
5/ Ở mặt đất phải có nhiễu động áp thấp ban đầu.
1.5. NHỮNG ĐẶC TRƯNG CƠ BẢN CỦA BÃO

1.5.1. Trường nhiệt áp
Do chuyển động giáng, nhiệt độ không khí trong mắt bão lớn rõ rệt so với
khu vực xung quanh. Theo chiều cao, đặc điểm này càng thể hiện rõ. Trên hình 1.3
các mặt đẳng nhiệt theo chiều cao càng có dạng vồng lên. Kết quả tính toán mới
đây của R.K.Smith (2005) cho thấy phần sát đất của bão có nhiệt độ thấp hơn
xung quanh. Phía trên mực này mới là lõi nóng trong mắt bão. Hệ quả của lõi nóng
này là sự giãn ra vồng lên theo chiều cao của mặt đẳng áp trong khu vực trung tâm
và cả khu vực mắt bão (biểu diễn bằng đường liền nét trên hình 1.3) ở khu vực
trung tâm bão do bậc khí áp ở khu nóng lớn hơn khu vực xung quanh. Chính vì
vậy, nếu ở mặt đất mặt đẳng áp trong bão có dạng hình phễu rất sâu thì theo chiều
cao mặt đẳng áp giảm độ nghiêng của nó.
Bão có dòng khí nóng ẩm bốc lên cao rất mạnh xung quanh thành mắt bão.
Hoàn lưu này vận chuyển năng lương nhiệt, ngưng kết thành thế năng và từ thế
năng chuyển thành động năng. Quá trình ngưng kết này thể hiện ở dải mây mưa
xoáy vào tâm xung quanh thành mắt bão.
8
Hình 1.3. Sơ đồ mặt cắt thẳng đứng của một cơn bão. Đường liền nét là đường đẳng
áp cơ bản từ 1000mb đến 100mb. Đường đứt nét là đường đẳng nhiệt. Đường cong
nét liền đậm phân chia nhiệt độ tăng đáng kể xung quanh lõi bão (Palmen, 1948).
Khác với xoáy thuận ngoại nhiệt đới có dạng đường đẳng áp hình ôvan, bão
có các đường đẳng áp gần tròn và với gradient khí áp ở gần vùng trung tâm rất lớn
(tới 20mb/100km, lớn gấp 10 lần so với xoáy thuận ngoại nhiệt đới).
1.5.2. Trường chuyển động
Gradient khí áp ngang rất lớn ở mặt đất tạo nên trường gió rất mạnh, tốc độ
gió trong bão trên 17,2m/s và có thể vượt quá 100m/s gây ra sức tàn phá lớn. Dòng
khí rất mạnh hội tụ vào tâm và cuốn lên cao với tốc độ thẳng đứng trong mây vũ
tích 5-10m/s (hay lớn hơn) xung quanh thành mắt bão. Ở đỉnh bão là hệ thống áp
cao giải tỏa khối lượng không khí rất lớn hội tụ vào tâm bão ở mặt đất, duy trì khí
áp rất thấp ở vùng trung tâm, đồng thời duy trì hoàn lưu trong bão.
Trên hình 1.4 biểu diễn trường tốc độ (m/s) được xây dựng trên mặt cắt qua

cơn bão mô tả phân bố tốc độ gió theo khoảng cách tới tâm bão và theo chiều cao.
Ta có thể thấy ngoài khu vực mắt bão lặng gió là khu vực gió cực đại bao quanh
thành mắt bão với tốc độ 30m/s lan từ độ cao khoảng 0,5km lên tới 6km (vùng tô
đậm). Khu vực có tốc độ gió 20m/s lan đến tận độ cao gần 12km. Càng cách xa
tâm bão ra phía rìa bão tốc độ gió càng giảm, ở khoảng cách 1000km tốc độ gió
chỉ còn lại 5m/s. Càng lên cao phạm vi gió hướng xoáy thuận (thể hiện bằng tốc
độ dương) thu hẹp lại, rõ nhất là từ mực 12km. Từ mực này gió chuyển dần sang
hoàn lưu xoáy nghịch (thể hiện bằng tốc độ âm) theo chiều kim đồng hồ với tốc độ
khoảng 5m/s như thể hiện trên hình 1.4.
9
Hình 1.4 Mặt cắt thẳng đứng của tốc độ gió tiếp tuyến (m/s) (Izawa, 1954)
Phân bố ba chiều của chuyển động trong xoáy thuận nhiệt đới được biểu
diễn bởi gió tiếp tuyến, gió hướng tâm và từ tâm ra ngoài và đường dòng. Tốc độ
gió tiếp tuyến cực đại tại mặt đất nằm ở phía phải cơn bão so với hướng chuyển
động từ đông sang tây trên tất cả các mực. Tại mặt đất tốc độ gió tiếp tuyến cực
đại có thể tới 20m/s, tăng gấp đôi (40m/s) tại mực 1km và thực tế không đổi đến
độ cao 9km, sau đó giảm dần theo độ cao 3km đến độ cao 15km.
Đường dòng chuyển từ dạng xoáy trôn ốc đơn thuần ở mặt đất sang dạng
gần tròn đồng tâm ở mực 1km. Kích thước của hoàn lưu tăng theo chiều cao. Phía
trên 12km chỉ có hoàn lưu xoáy thuận nhỏ ở gần tâm còn bao quanh là các vòng
hoàn lưu xoáy nghịch với các dòng khí thổi ra từ tâm bão.
- Lớp dưới cùng 0-3km là lớp dòng đi vào có thành phần hướng tâm,
lớp dòng vào mạnh nhất là ở gần mặt đất từ 0-1km.
- Lớp giữa khoảng 3-7km, dòng khí chủ yếu là thành phần tiếp tuyến,
thành phần hướng tâm rất nhỏ.
- Lớp dòng đi ra từ 7km đến đỉnh của bão, cực đại của dòng đi ra có
thành phần từ tâm ta ngoài của bão chín muồi ở gần độ cao 12km.
1.5.3. Hệ thống mây
Cấu trúc chủ yếu của hệ thống mây là mây đối lưu “dải mây mưa” có dạng
xoắn trôn ốc về phía tâm bão. Trên ảnh mây vệ tinh đó là các đĩa mây khổng lồ

đường kính tới 1000-2000km với dải mây tích mầu trắng chuyển động cuốn vào
tâm. Dòng thăng tập trung ở dải này, dải có vận tốc 20-30m/s. Vận chuyển nhiệt
10
và vận chuyển thế năng thành động năng chủ yếu xẩy ra ở dải mây mưa. Diện tích
của dải mây giảm theo chiều cao do có dòng thổi ra tới độ cao trên 10km chỉ còn
5%, mây chỉ giới hạn trong bán kính 400km, chiều cao của mây tích từ 15-20km.
Hình 1.5. Dải mây trong bão
Giai đoạn trước bão (a), Giai đoạn bão (b), Giai đoạn bão mạnh (c)
Không khí nóng ẩm trong bão hội tụ rất mạnh vào khu vực trung tâm và
bốc lên cao trong cột xoáy bão, ngưng kết lại tạo thành các dải mây vũ tích bao
quanh mắt bão lan tới 15-20 km. Khi bão chín muồi màn mây ti mở ra, nhìn trên
ảnh mây vệ tinh ta thấy một chấm đen trong màn mây bão đã gần tròn, bão càng
mạnh đường viền khu vực này càng thấy rõ. Khu vực mắt bão có đường kính từ
30-40km, đây là khu vực quang mây, do dòng giáng trong mắt bão. Mây tích bao
quanh mắt bão quay ngược chiều kim đồng hồ theo hoàn lưu xoáy thuận, còn dải
mây ti trên đỉnh bão quay theo chiều kim đồng hồ hoàn lưu xoáy nghịch.
Nếu đường kính của bão khoảng 500km, chiều cao phát triển của mây tích
là 10km thì ta có thể thấy hệ thống mây bão chứa khối lượng nước lớn. Khối
lượng nước lớn là nguồn của những trận mưa lớn kết hợp với gió mạnh. Khi
ngưng kết tạo thành hệ thống mây trong bão, lượng hơi nước này cung cấp một
lượng ẩn nhiệt khổng lồ, đó chính là nguồn năng lượng duy trì hoàn lưu với gió rất
mạnh và sự quang mây trong bão có thể duy trì trong nhiều ngày.
11
Hình 1.6. Sơ đồ mặt cắt thẳng đứng qua hệ thông mây và mắt bão tương ứng với
hướng di chuyển của bão từ đông sang tây (mũi tên)-Ci: mây ti trên cao (trái). Màn
mây bão trên Biển Đông (phải).
Tốc độ dòng thăng trong bão rất lớn, có thể đạt tới 30-35m/s và lên đến độ
cao lớn, trên 10km, tạo thành cột không khí chuyển động xoáy rất mạnh tạo nên
khối mây bão khổng lồ. Đến một độ cao nào đó dòng thăng yếu hẳn đi, tỏa ra xung
quanh tạo nên dòng khí thổi ngang từ vùng tâm bão ra ngoài rìa bão tạo thành

những màn mây mỏng vươn ra rất xa ngoài vùng gió bão.
1.6. CÁC GIAI ĐOẠN PHÁT TRIỂN CỦA BÃO
Đời sống trung bình của bão khoảng 7-8 ngày đêm tính từ thời điểm phát
sinh, phát triển cho đến khi đi vào bờ hoặc tan rã trên biển. Tuy nhiên có một số
cơn bão chỉ kéo dài vài giờ, và cũng có những cơn bão tồn tại trên 15 ngày hoặc
lâu hơn nữa. Theo Riehl (1979) có thể chia quá trình hình thành và phát triển của
bão thành 4 giai đoạn:
1.6.1. Giai đoạn hình thành
Bão xuất hiện từ một nhiễu động có sẵn trong trường dòng nhiệt đới, phần
lớn (khoảng 80% trường hợp) bão hình thành liên quan với dải hội tụ nhiệt đới.
Tuy nhiên, không phải nhiễu động nào cũng phát triễn thành bão. Quá trình khơi
sâu thường diễn ra chậm chừng vài ngày đủ thời gian để gió tản mạn trong khu
vực rộng lớn được sắp xếp lại, tạo thành các dòng khí xoáy hội tụ đưa không khí
nóng ẩm vào tâm. Cũng có trường hợp mắt bão hình thành và hiện rõ chỉ trong
vòng 24h. Trong giai đoạn hình thành gió có cường độ bão chỉ thấy ở mực thấp.
Gió mạnh nhất tập trung ở phần hướng về phía cực và phía đông nếu bão hình
thành trong sóng đông và gió có hướng biến đổi nếu bão hình thành trong rãnh
12
xích đạo. Khi tốc độ gió cực đại tại vùng trung tâm vượt quá 17,2m/s, áp thấp
nhiệt đới trở thành bão. Trị số áp suất ở tâm giảm tới khoảng 1000mb.
Nếu đối lưu ổn định thì hoàn lưu mực thấp cũng có thể dẫn đến sự hình
thành dải mây hình xoắn vào tâm.
1.6.2. Giai đoạn trẻ
Không phải tất cả các xoáy thuận nhiệt đới đạt tốc độ gió cấp bão trong giai
đoạn hình thành đều phát triển thành bão, nhiều xoáy thuận tan đi sau 24h. Một số
khác di chuyển trên một khoảng cách lớn như là một tâm áp thấp nhiệt đới. Nếu có
sự tăng cường thì khí áp thấp nhất giảm nhanh xuống dưới 1000mb. Gió có cường
độ bão hình thành một dải bao quanh trung tâm xoáy. Mô hình mây biến đổi từ dải
đường tố sang dạng dải xoáy về phía trung tâm. Ở phía dưới thấp, dòng hội tụ vào
tâm có thể chưa bao quát phạm vi lớn nhưng trên cao có thể có dòng phân kỳ từ

tâm xoáy.
1.6.3. Giai đoạn chín muồi
Đặc điểm của giai đoạn này là khí áp ở tâm bão không tiếp tục giảm và tốc
độ gió cực đại cũng ngừng tăng lên. Phạm vi hoàn lưu bão với tốc độ gió sức bão
mở rộng. Giai đoạn chín muồi có khi kéo dài tới một tuần. Nếu trong giai đoạn trẻ
phạm vi gió mạnh, sức bão chỉ giới hạn trong phạm vi bán kính 30-50km thì trong
giai đoạn này có thể mở rộng trên 300km. Khu vực thời tiết xấu nhất nằm ở phía
phải so với hướng dịch chuyển của bão.
Quy mô của bão trong giai đoạn chín muồi biến đổi rất lớn. Thậm chí khi
khí áp ở tâm bão thấp hơn 950mb, bán kính bão có khi chỉ 100-200km. Nếu khí áp
tính trung bình đồng thời là 100mb cho toàn khu vực bão có bán kính 1000km thì
khối lượng của nó là 3x10
13
với hai bậc đại lượng lớn hơn. Khối lượng này ngang
với khối lượng khí áp thấp Alêut. Bão trong giai đoạn chín muồi cũng phải trải
qua các giai đoạn tăng cường và suy yếu không đều, kéo dài trong vài ngày,
thường đó là trường hợp bão tương tác với hoàn lưu ôn đới. Sự biến đổi ngắn hạn
của tốc độ gió chừng 10% trong khoảng 1 giờ.
1.6.4. Giai đoạn tan rã
Khi bão di chuyển vào đất liền do điều kiện địa hình, lực ma sát tăng lên và
nhất là khả năng cung cấp ẩm cho bão mất đi nên kích thước của bão giảm đi rất
13
nhanh. Sau một thời gian ngắn (khoảng từ 1-2 ngày) thì bão tan rã hoàn toàn, đôi
khi có thể tồn tại dưới dạng một áp thấp nhiệt đới và cho mưa lớn trên một phạm
vi rộng. Trên biển bão cũng có thể tan rã khi gặp vùng nước lạnh như ở Tây Bắc
Thái Bình Dương. Trên đất liền và trên biển bão có thể vòng quanh rìa cao áp cận
nhiệt và đi vào miền ôn đới, không khí lạnh xâm nhập vào khu vực bão trở thành
một xoáy thuận ngoại nhiệt đới.
14
CHƯƠNG 2

ĐỘNG LỰC HỌC CỦA XOÁY THUẬN NHIỆT ĐỚI
TRƯỞNG THÀNH VÀ SỰ DI CHUYỂN CỦA XOÁY
THUẬN NHIỆT ĐỚI
2.1. CÁC PHƯƠNG TRÌNH CHUYỂN ĐỘNG
Các phương trình nguyên thủy của chuyển động bao gồm phương trình
động lượng ngang, phương trình thủy tĩnh, phương trình liên tục, phương trình
nhiệt động lực và phương trình trạng thái đối với chuyển động không ma sát trong
một hệ tọa độ quay trên mặt phẳng f có thể biểu diễn dưới dạng tọa độ cực, hình
trụ (r, λ, z) như sau:
r
p
fv
r
v
z
uu
r
v
r
u
u
t
u
∂
∂
−=−−
∂
∂
+
∂

∂
+
∂
∂
+
∂
∂
ρ
ω
λ
1
2
(2.1)
λρ
ω
λ
∂
∂
−=++
∂
∂
+
∂
∂
+
∂
∂
+
∂
∂ p

r
fu
r
uv
z
vv
r
v
r
v
u
t
v 1
(2.2)
g
z
p
zr
v
r
u
t
ρ
ω
ω
λ
ωωω
−
∂
∂

−=
∂
∂
+
∂
∂
+
∂
∂
+
∂
∂
(2.3)
0
11
=
∂
∂
+
∂
∂
+
∂
∂
z
v
r
ru
r
ρω

λ
ρ
ρ
ρ
(2.4)
dt
d
zr
v
r
u
t
θθ
ω
λ
θθθ
=
∂
∂
+
∂
∂
+
∂
∂
+
∂
∂
(2.5)
( )

θπρ
κ
Rp /
1
1
*
−
=
(2.6)
Trong đó
),,( wvu
là thành phần của vectơ của vận tốc,
ρ
là mật độ không khí,
f
là thông số coriolis,
p
là áp suất ,
θ
là nhiệt độ thế vị,
dt
d
θ
là tốc độ đốt nòng phi
đoạn nhiệt,
( )
k
pp
*
/=

π
là hàm Exner,
R
là hằng số khí riêng,
p
cRK /=
,
p
c
là
nhiệt dung đẳng áp,
mbp 1000
*
=
. Nhiệt độ được xác định bởi
θπ
.
=
T
. Đối với
chuyển động quy mô bão, có thể gần đúng thủy tĩnh, khi đó phương trình (2.3) có
dạng:
g
z
p
ρ
−=
∂
∂
(2.7)

15
Nhân phương trình (2.2) với
r
và thực hiện một biến đổi ta được:
λ
ω
λ
∂
∂
−=
∂
∂
+
∂
∂
+
∂
∂
+
∂
∂ p
z
MM
r
v
r
M
u
t
M

(2.8)
trong đó

frrvM
2
2
1
+=
(2.9)
là mômen góc tuyệt đối trên một đơn vị khối lượng của phân tử khí xung quanh
trục quay. Nếu dòng khí là đối xứng trục (và không ma sát), vế phải của (2.8) bằng
không và mômen góc tuyệt đối được bảo toàn. Lưu ý rằng mômen góc tuyệt đối
trên một đơn vị thể tích.

)
2
1
(
2
frrvM +=
ρ
cũng được bảo toàn nếu khối lượng được bảo toàn (tức là
0/ =DtD
ρ
).
2.2. LỰC NỔI
Lực nổi của một phần tử trong một lớp không khí phân tầng mật độ được
xác định bằng sự chênh lệch khối lượng của không khí bị phần tử chiếm chỗ (đẩy
lên theo định luật Archimedes) và khối lượng của phần tử khí đó. Đại lượng này
thường đựơc biểu diễn trên một đơn vị khối lượng của phần tử khí dưới dạng:

ρ
ρρ
a
gb
−
−=
(2.10)
trong đó
ρ
là mật độ của phân tử khí,
)(z
aa
ρρ
=
là mật độ của môi trường tại
cùng một độ cao
z
với phần tử khí, và
g
là gia tốc trọng trường. Ở đây, tọa độ
thẳng đứng
z
được định nghĩa là tăng theo hướng ngược với lực trọng trường.
Việc xác định lực đẩy giả thiết rằng khí áp bên trong phần tử khí là tương tự với
khí áp của môi trường xung quanh nó cùng ở độ cao, giả thiết này có thể không
được thỏa mãn ở khu vực xoáy quay nhanh. Trong trường hợp sau có thể xác định
một lực nổi tổng quát tác động vuông góc với mặt đẳng áp đi qua phần tử khí và tỉ
lệ với sự chênh lệch mật độ giữa phần tử khí và môi trường dọc theo bề mặt đó.
Một biểu thức tương tự cho lực nổi dưới dạng (2.10) có thể nhận được bằng
cách xuất phát bằng phương trình động lượng thẳng đứng và thế áp suất

p
bằng
16
tổng của áp suất tham khảo
ref
p
và nhiễu động áp suet
'
p
. Đại lượng
ref
p
được
xác định từ cân bằng thủy tĩnh với giá trị mật độ tham khảo
ref
p
thường được lấy
bằng mật độ môi trường. Trong thực tế, mật độ môi trường không được xác định
một cách duy nhất mà là giá trị mật độ được lấy trung bình theo phương ngang
trên một miền đủ lớn xung quanh phần tử khí. Bỏ qua lực ma sát, gia tốc thẳng
đứng trên một đơn vị khối lượng có thể viết dưới dạng:

g
z
p
Dt
D
−
∂
∂

−=
ρ
ω
1
hoặc
b
z
p
Dt
D
+
∂
∂
−=
'
1
ρ
ω
(2.11)
trong đó
ω
là tốc độ thẳng đứng,
DtD /
là đạo hàm vật chất và t là thời gian biểu
diễn đạo hàm, tuy nhiên thực hiện gần đúng không đàn hồi (Ogura và Phillips,
1962) trong đó mật độ ở mẫu số biểu thức (2.10) được lấy gần đúng bằng giá trị
của môi trường. Rõ ràng là tổng của gradient khí áp thẳng đứng và trọng trường
trên một đơn vị khối lượng tác động lên một phần tử khí sẽ bằng tổng của gradient
thẳng đứng của nhiễu động khí áp lực nổi, trong đó lực nổi được xác định bằng
biểu thức (2.10) bằng cách so sánh các giá trị mật độ tại một độ cao không đổi.

Biểu thức b trong (2.11) có dạng tương tự như (2.10) nhưng
ref
p
được thay cho
a
ρ
. Tuy nhiên, đạo hàm này phá vỡ giả thiết là khí áp địa phương (phần tử) bằng với
của môi trường khi tính b. Một cách tổng quát, cách khai triển trên cho thấy lực
nổi không xác định đồng nhất vì nó phụ thuộc vào việc lựa chọn mật độ tham
khảo. Tuy nhiên, tổng của lực nổi và gradient nhiễu động áp suất trên một đơn vị
khối lượng là đồng nhất. Nếu chuyển động là thủy tĩnh, gradient nhiễu động khí áp
và lực nổi là bằng nhau và ngược dấu, nhưng chúng vẫn duy trì đồng nhất.
Sử dụng phương trình trạng thái (
RTP
ρ
=
, trong đó
R
là hằng số khí
riêng) và biểu thức thông thường của nhiệt độ thế vị ảo, lực nổi trên một đơn vị
khối lượng có thể viết dưới dạng:

( )
( )









−−
−
=
refref
ref
p
p
gb
'
1
κ
θ
θθ
(2.12)
trong đó
θ
là nhiệt độ thế vị ảo của phần tử khí (k) và
ref
θ
là giá trị tham khảo
tương ứng. Số hạng thứ hai trong vế phải của (2.12) đôi khi được gọi là “lực nổi
động lực”, tuy nhiên một vài khía cạnh nào đó thì đây là một thuật ngữ không
17
chính xác bởi vì thế cơ bản lực nổi phụ thuộc vào nhiễu động mật độ và số hạng
này hiệu chỉnh việc tính toán nhiễu động mật độ trên cơ sở nhiễu động nhiệt độ thế
vị ảo. Nếu số hạng gradient nhiễu động trong khí áp trong biểu thức (2.11) được
viết dưới dạng hàm Exner hoặc nhiễu động khí áp thí số hạng thứ 2 trong biểu
thức (2.12) không xuất hiện trong biểu thức lực nổi. Biểu thức (2.12) cũng có hiệu

lực đối với một xoáy quay nhanh, khi đó tồn tại thành phần theo hướng bán kính
của lực nổi. Khi có mây, ta phải tính đến ảnh hưởng ủa ngưng kết đối với lực nổi
tuy nhiên ở đây bỏ qua hiệu ứng này.
2.3 HOÀN LƯU SƠ CẤP
Giả thiết rằng dòng ở trạng thái dừng (
0/
=∂∂
t
) và bỏ qua hoàn lưu thứ
cấp, tức là ta giả thiết vận tốc theo hướng bán kính bằng không. Khi đó phương
trình (2.1) trở thành phương trình gió gradien:

r
p
fv
r
v
∂
∂
=+
ρ
1
2
Hì nh 2. 1. Sơ đồ
minh họa sự cân bằng
gió gradien trong hoàn
lưu sơ cấp của một
xoáy thuận nhiệt đới
Lấy
( )

[ ]
)13.2.(/ Eqz ×∂∂
ρ
và
( )
[ ]
)2.2.(/ Eqr∂∂
và khử bỏ khí áp, ta nhận được
phương trình gió nhiệt:
( ) ( )
z
C
z
C
r
g
∂
∂
−=
∂
∂
+
∂
∂
ρρ
lnln
(2.14)
trong đó:
fv
r

v
C +=
2
(2.15)
18
Biểu diễn tổng của lực ly tâm và lực Coriolis trên một đơn vị khối lượng.
Đây là một phương trình vi phân từng phần bậc nhất tuyến tính đối với
( )
a
ρρ
/ln
,
với
( )
z
aa
ρρ
=
là giá trị mật độ tại bán kính R và độ cao z. Các đặc trưng của
phương trình thỏa mãn

g
C
dr
dz
=
(2.16)
Các đường đặc trưng là các bề mặt đẳng áp, bởi vì một sự dịch chuyển nhỏ
( )
dzdr,

dọc theo mặt đẳng áp thỏa mãn
( ) ( )
0// =∂∂+∂∂ dzzpdrrp
. Sử dụng phương trình
thủy tĩnh
gzp
ρ
−=∂∂ /
và cân bằng gió gradien
ρ
Crp =∂∂ /
cho ta phương trình
của các đường đặc trưng. Lưu ý rằng gradien khí áp trên một đơn vị khối lượng
( )( ) ( )
gCzprp −=∂∂∂∂ ,0,/,0,//1
ρ
xác định “lực trọng trường tổng quát”
e
g
(Hình
2.2) sự biến đổi mật độ dọc theo đường đặc trưng phải thỏa mãn phương trình:
z
C
gdr
d
a
∂
∂
−=









1
ln
ρ
ρ
(2.17)
Hình 2.2. Mặt cắt theo
bán kính – độ cao của các đường
đẳng áp trong một xoáy quay
nhanh biểu diễn các lực tác động
lên một phần tử khí bao gồm lực
trọng trường g trên một đơn vị
khối lượng, tổng của lực ly tâm
và lực Coriolis trên một đơn vị
khối lượng
fvrvC += /
2
. Lưu ý rằng các bề mặt đẳng áp vuông góc với “lực trọng
trường tổng quát” địa phương
( )
gCg
e
−= ,0,
. Lực Archimedes

refe
g
ρ
−
nghiêng
lên trên và hướng vào trong trong khi đó trọng lực
ρ
e
g
nghiêng xuống dưới và
hướng ra ngoài. Do đó lực tác động lên phần tử trên một đơn vị khối lượng là
( )
ρρρ
/−
refe
g
.
Cho trước profile mật độ theo chiều thẳng đứng, các phương trình (2.16) và
(2.17) có thể được tích phân hướng vào trong dọc theo các đường đẳng áp để nhận
được sự phân bố của mật độ và khí áp đối xứng trục cân bằng. Do đó, phương
19
trình (2.16) cho ta độ cao của bề mặt khí áp có giá trị là
( )
zp
a
tại bán kính R. Tiếp
theo từ (2.17) đối với một xoáy chính áp
( )
0/ =∂∂ zv
,

ρ
là hằng số dọc theo một
mặt đẳng áp, tức là
( )
p
ρρ
=
với
v
T
cũng là một hằng số. Lưu ý rằng
( )( )
zvfrvzC ∂∂+=∂∂ //2/
.
Phương trình gió nhiệt (2.14) hoặc (2.17) cũng cho thấy đối với một xoáy
thuận
( )
0>v
với
( )
a
dzdv
ρρ
/log,0/ <
và
ρ
giảm khi bán kính giảm dọc theo bề
mặt đẳng áp do đó nhiệt độ ảo
( )
zrT

v
,
và
θ
tăng. Do đó xoáy có tâm nóng. Ngược
lại, nếu
0/
>
dzdv
thì xoáy có tâm lạnh. Phương trình (2.14) là phù hợp với quan
trắc rằng các xoáy thuận nhiệt đới là hệ thống có tâm nóng (tức là
0/ <∂∂ rT
v
) và
vận tốc gió tiếp tuyến giảm theo độ cao
( )
0/ <∂∂ zv
. Lưu ý rằng do phương trình
(2.16), đường đặc trưng dốc xuống khi tiến gần tới trục.
Những phân tích trên cho thấy một dòng xoáy dừng bất kỳ với trường vận
tốc
( )( )
0,,,0 zrvu =

là một nghiệm của hệ phương trình cơ bản từ (2.1) đến (2.6)
khi trường mật độ thỏa mãn (2.14). Willoughby (1990) đã cho thấy theo quan trắc
hoàn lưu sơ cấp của một cơn bão gần như ở trạng thái cân bằng gió nhiệt do đó
những phân tích trên đây là cần thiết để hiểu biết cấu trúc của hoàn lưu này. Tuy
nhiên ở đây đã bỏ qua hoàn lưu thứ cấp gắn liền với
u

và
ω
khác không và đã bỏ
qua hiệu ứng của ma sát gần bề mặt.
2.4. SỰ DI CHUYỂN CỦA XOÁY THUẬN NHIỆT ĐỚI - BÃO
Quỹ đạo của một cơn bão là đường nối của các vị trí liên tiếp của cơn bão
qua các giai đoạn tồn tại của nó. Vị trí của nó được xác định theo trường áp,
trường gió và theo ảnh mây vệ tinh. Quỹ đạo được xác định một cách chính xác
hơn, được coi là quỹ đạo chuẩn.
Quỹ đạo trung bình nhiều năm (quỹ đạo khí hậu) của bão là đường nối các
điểm có tần suất xuất hiện bão cực đại trên ô vuông kinh vĩ độ của khu vực nhất
định.
Dạng parabol đặc trưng của các quỹ đạo quy định bởi cơ chế bão di chuyển
theo dòng dẫn đường, dòng không chịu ảnh hưởng nhiễu động của bão ở rìa hướng
về phía Tây Nam và Tây Bắc của cao áp cận nhiệt. Tuy nhiên nhiều cơn bão chỉ đi
theo dòng dẫn trong một thời gian, sau đó đổ bộ vào đất liền và tan đi. Khi có quỹ
20
đạo hướng từ Đông Đông Nam lên Tây Tây Bắc có dạng gần thẳng như trong
trường hợp các cơn bão từ tháng 8 đến tháng 12 ở Thái Bình Dương và Biển
Đông. Một số cơn bão mạnh có thể có nội lực lớn có thể di chuyển theo nhiều
dạng quỹ đạo khác nhau, có khi thắt nút một hay nhiều lần.
Ta hãy xét tác động của một nội lực đối với sự di chuyển. Theo Rossby, nội
lực của bão có thể được biểu diễn bằng công thức:
F
4
4R
βρπϖ
=
ở đây
=

β
y
f
∂
∂
,
ρ
là mật độ không khí,
ϖ
- tốc độ quay tương đối tính trung bình
trong phạm vi bão, R- bán kính trung bình của bão. Nếu lực F>0, bão có xu thế di
chuyển về phía cực với nội lực F.
Từ biểu thức trên ta cũng thấy nội lực của bão tỉ lệ thuận với tốc độ quay và
phạm vi của bão, tốc độ quay của bão càng lớn thì phạm vi của bão và nội lực của
bão càng lớn, bão cũng có khả năng di chuyển theo tác động của nội lực. Có
trường hợp bão cắt ngang qua áp cao cận nhiệt, nghĩa là cắt ngang qua dòng dẫn
đường và di chuyển về phía cực.
Ngoại lực tác động đối với sự di chuyển của bão thông qua dòng dẫn đường
của môi trường. Ở miền nhiệt đới, dòng dẫn đường đối với các bão chủ yếu là
dòng khí ở rìa phía nam, phía tây và tây bắc của cao áp cận nhiệt. Nguyên lý dòng
dẫn đường đối với bão cũng là nguyên lý dòng dẫn đường tại mực 700 và 500mb
đối với xoáy mặt đất miền ôn đới.
Một vấn đề quan trọng cần giải quyết đầu tiên là xác định mực dòng dẫn
đường dòng dẫn đường phù hợp nhất đối với bão. Kết quả nghiên cứu của nhiều
chuyên gia đã chỉ ra rằng do trọng tâm của bão nằm ở gần mặt đất nên dòng dẫn
đường không thể nằm ở quá cao. Các kết quả tính toán mối tương quan giữa
đường đi của bão và dòng dẫn mực 300mb đều không cho kết quả tốt.
2.5. DỰ BÁO SỰ DI CHUYỂN CỦA BÃO
2.5.1 Xác định tâm bão
2.5.1.1 Xác định tâm bão theo trường áp

21
Với giả thiết mặt đẳng áp ở mặt đất trong vùng trung tâm bão là hình phễu,
với các đường đẳng áp khép kín trong và gần như đồng tâm, ta có thể xác định tâm
bão bằng cách lấy đường trung trực của ba đoạn đường đẳng áp bao quanh tâm
bão (Hình 2.3). Khi đó trung tâm bão sẽ là điểm giữa của hình tam giác tạo nên
bởi sự giao nhau của ba đường trung trực. Sai số của phương pháp này sẽ lớn khi
bão chuyển động nhanh và gần tới bờ lục địa vì khi đó đường đẳng áp và phân bố
khí áp không còn đối xứng so với tâm bão.

Hình 2.3. Đường nét đứt là đường trung trực của các đoạn đẳng áp AB, CD và EF.
Điểm O là tâm của xoáy
2.5.1.2. Xác định tâm bão theo góc nghiêng của dòng khí ở gần tâm bão
Phương pháp này được xây dựng trên giả thiết là các dòng khí hội tụ vào
tâm bão với cùng một góc nghiêng. Tính trung bình góc này từ 20 – 40
0
. Chẳng
hạn với góc nghiêng là 20
0
thì đoạn đường dòng hướng vào tâm (đường đứt nét)
hợp với véctơ tiếp tuyến với đường dòng sẽ tạo thành góc 90
0
+ 20
0
= 110
0
(Hình
2.4). Điểm giữa của tam giác tạo nên bởi ba đoạn đường dòng hướng tâm là của
bão.

Hình 2.4. Mũi tên chỉ hướng gió quan trắc trong vòng hoàn lưu bão. Đường đứt hợp

với hướng gió góc 110
0
(Eduardo, 1985).
22
Trên đất liền do mạng lưới khí tượng dày đặc hơn nên ta có thể sử dụng khí
áp mặt đất để xác định tâm bão. Trong trường hợp bão di chuyển trên đất liền thì
ta có thể xác định thời điểm xẩy ra giá trị cực tiểu khí áp phối hợp với hướng gió
để xác định tâm bão. Tuy nhiên, khi bão suy yếu và có sự biến dạng của trường áp
do ma sát mặt đất sai số sẽ lớn.
2.5.1.3. Phương pháp xác định tâm bão bằng ảnh mây vệ tinh
Số liệu vệ tinh cho phép quan trắc bão ở khu vực không có quan trắc mặt
đất. Dùng tài liệu vệ tinh có thể xác định tâm bão theo hướng các đặc điểm hệ
thống mây vùng trung tâm bão hay nối các ảnh mây thành một đoạn phim để theo
giõi sự phát triển của độ xoáy của dải mây và từ đó xác định tâm bão. Khi mắt bão
hiện rõ trên ảnh mây vệ tinh thì tâm hình học của mắt bão được coi gần đúng là
tâm bão. Khi tâm bão chưa hiện rõ thì tâm có thể chệch khỏi vùng mây trung tâm.
2.5.2. Dự báo quỹ đạo bão
2.5.2.1. Phương pháp quán tính và phương pháp khí hậu
Phương pháp quán tính dựa trên giả thiết là hiệu ứng tổng hợp của các lực
tác động tới cơn bão trong thời đoạn đã qua sẽ tiếp tục tác động với cùng xu thế
trong thời kỳ cần dự báo. Đây là phương pháp đơn giản, nhưng cho kết quả chấp
nhận được trong vòng 12h nếu bão di chuyển ổn định, không chuyển hướng do sự
biến đổi của dòng dẫn đường. Để dự báo bằng phương pháp quán tính ta phải có ít
nhất 2 vị trí đầu tiên của cơn bão để xác định được hướng và tốc độ di chuyển của
bão. Giả thiết rằng trong 12h tới bão vẫn di chuyển theo hướng và tốc độ như 12h
qua ta có thể xác định được quỹ đạo của bão trong 12h tới. Nếu có 3 trung tâm quỹ
đạo liên tiếp trên quỹ đạo ta có thể xác định quỹ đạo trong tương lai. Cần lưu ý là
theo những quỹ đạo thực của bão trong các thời đoạn ngắn hơn ta có thể điều
chỉnh các quỹ đạo bão để đạt mức chính xác cao hơn.
Phương pháp khí hậu được thực hiện trên cơ sở các kết quả thống kê nhiều

năm đối với quỹ đạo bão. Theo quỹ đạo bão nhiều năm trên mạng ô vuông kinh vĩ
nhất định, người ta sẽ xác định quỹ đạo trung bình nhiều năm theo từng tháng và
quỹ đạo trung bình nhiều năm sẽ là đường nối các điểm có tần số lớn nhất như bản
đồ quỹ đạo bão trung bình ở Việt Nam và Biển Đông.
23
Tốc độ di chuyển của bão cũng có thể tính trên cơ sở số liệu khí hậu trung
bình của các chùm quỹ đạo bão hay cho từng khu vực và thời gian nhất định.
Véctơ dịch chuyển của bão theo phương pháp khí hậu sẽ được xác định cho quỹ
đạo và vận tốc di chuyển theo kết quả thống kê khí hậu.
Véctơ tổng hợp của 2 phương pháp này là:

cp
S
+
=
2
1
)(
cp
SS +
trong đó S
p
là véctơ di chuyển của bão tính theo phương pháp quán tính, còn
c
S
là véctơ di chuyển của bão theo phương pháp khí hậu. Theo véctơ tổng hợp này ta
có thể xác định điểm đổ bộ của bão khi bão gần tới đất liền.
Hiện 2 phương pháp này cho kết quả có thể chấp nhận được đối với các cơn
bão ở khu vực có tần suất bão tương đối cao.
2.5.2.2. Phương pháp Synốp

Phương pháp dòng dẫn đường
Phương pháp dự báo sự di chuyển của bão bằng phương pháp Synốp dựa
trên cơ sở quy tắc dòng dẫn đường như đã áp dụng đối với xoáy thuận ngoại nhiệt
đới. Thường người ta dùng mực dòng dẫn cho các cơn bão chủ yếu là 700mb. Còn
đối với cơn bão phát triển mạnh thì mực dòng dẫn là 500mb. Để xác định vị trí có
dòng dẫn đường bằng cách từ tâm bão người ta kẻ một đường vuông góc với
hướng chuyển động của bão và trên khoảng cách 5-8
0
. Tùy theo quy mô của bão
mà người ta xác định điểm mà tại đó có dòng dẫn đường, và điểm đó được gọi là
điểm “kiểm tra” (Chin, 1970).
Sử dụng dòng dẫn đường này có thể xác định hướng và tốc độ di chuyển
của bão. Trên cơ sở đó dự đoán quỹ đạo bão trong tương lai.
Phương pháp hệ thống dự báo hướng di chuyển của bão.
a. Mô hình chuẩn
Trong mô hình chuẩn, rãnh ôn đới dịch chuyển tới miền nhiệt đới tách áp
cao cận nhiệt thành 2 bộ phận, phía đông và phía tây.
24
Trung tâm bão ở mặt đất được ký hiệu bằng dấu hiệu xoáy ( ) với khu vực
tốc độ gió cực đại ở phía phải của bão theo hướng di chuyển (được ký hiệu bằng
hình elips tô đậm). Tùy theo khu vực dòng khí thịnh hành ở các khu vực bão di
chuyển tới mà các quỹ đạo của bão khác nhau. Chẳng hạn nếu bão di chuyển trong
khu vực sống thịnh hành (DR: Dominant Ridge) trong điều kiện sóng yếu (WR:
Weak Ridge) giữa 2 bộ phận áp cao có chiều ngang khá hẹp bão sẽ di chuyển theo
quỹ đạo 1 hướng từ Đông sang Tây do được dẫn đường bởi gió Đông thịnh hành.
Trong trường hợp dòng khí ở phần cực Tây của bộ phận áp cao phía Đông khá
mạnh bão sẽ được dẫn về phía Tây Bắc đến sát sống yếu, từ điểm này bão có thể
chuyển hướng và trước khi chuyển hướng bão thường dừng lại 1 thời gian. Nếu
khu vực sóng yếu có chiều ngang không đủ lớn bão sẽ di chuyển theo hướng Tây
Nam theo quỹ đạo 3 và cuốn vào theo dòng dẫn ở phía Đông Nam của bộ phận áp

cao phía Tây và tiếp tục di chuyển về phía Tây Nam. Nhưng nếu sóng yếu mở ra
đủ rộng thì bão sẽ di chuyển theo hướng Bắc, sau đó di chuyển theo quỹ đạo 2 về
hướng Đông Bắc do bão tiến vào đới gió Tây ôn đới (MW: Midle Westerlies).
Trong một số trường hợp bão có thể tiến tới rãnh ôn đới vốn là rãnh lạnh, gia nhập
vào rãnh này và tan đi. Nếu bão di chuyển tới sát xích đạo và vào đới gió Tây xích
đạo thịnh hành (EW: Equatoria Westerlies) thì bão sẽ di chuyển về phía Đông
Nam ở phần phía Tây khu vực đới gió Tây này và về phía Tây Bắc nếu nằm ở phía
Đông khu vực (Hình 2.5).
25