Bài giảng Khí tượng biển: Phần 2

CHƯƠNG IV HOÀN LƯU KHÍ QUYỂN 4.1 Hoàn lưu chung khí quyển

Tập hợp các luồng không khí chuyển động thành dòng khép kín với quy mô lớn trên phạm vi toàn cầu được gọi là hoàn lưu chung khí quyển. Hoàn lưu chung khí quyển bao gồm 2 thành phần: thành phần nằm ngang (chiếm ưu thế) và thành phần thẳng đứng.

Khi nghiên cứu hoàn lưu chung khí quyển người ta thường không xét trường đường dòng mà xét đến hệ thống các đường đẳng áp, đẳng cao trên các bản đồ thời tiết, tức là xét đến trường áp bởi vì trường áp và trường gió có mối quan hệ mật thiết với nhau, do đó xét trường áp tức là xét đến trường gió, cũng tức là xét đến trường đường dòng.

4.1.1 Sơ đồ hoàn lưu chung khí quyển Sơ đồ hoàn lưu chung khí quyển là mô hình các đường dòng không khí đã được

1) Sơ đồ hoàn lưu nhiệt không xét đến sự quay của quả đất Đây là sơ đồ hoàn lưu đơn giản nhất. Có thể mô tả sơ đồ này như sau: Giả thiết rằng bề mặt trái đất là đồng nhất, các lớp khí quyển đồng nhất và hoàn toàn trong suốt, không có sự quay của quả đất. Do đó, khí quyển không hấp thụ bức xạ mặt trời và mặt đất nóng lên hoàn toàn phụ thuộc vào độ cao mặt trời. Vì vậy, lượng bức xạ nhận được ở các vĩ độ khác nhau thì khác nhau nên bề mặt trái đất bị đốt nóng không đồng đều và không khí cũng nóng lên không đồng đều theo vĩ độ. Kết quả là:

đơn giản hoá đi rất nhiều.

- ở xích đạo và vùng vĩ độ thấp: do nhận được nhiều bức xạ mặt trời, mặt đất nóng lên, không khí nóng lên và bốc lên cao; ở mặt đất khí áp giảm hình thành thấp áp, trên cao khí áp tăng hình thành cao áp.

- ở cực và vùng vĩ độ cao: do nhận được ít bức xạ mặt trời, mặt đất lạnh đi, không khí lạnh đi và co nén lại, không khí có xu thế giáng từ trên cao xuống, dẫn đến dưới thấp khí áp tăng hình thành cao áp ở mặt đất, trên cao khí áp giảm hình thành thấp áp trên cao.

Hình 4-1

Do đó, ở mặt đất không khí chuyển động từ áp cao cực về áp thấp xích đạo; ở trên cao không khí chuyển động từ xích đạo về cực hình thành vòng hoàn lưu khép kín được gọi là vòng hoàn lưu nhiệt.

Sơ đồ vòng hoàn lưu nhiệt không xét đến sự quay của quả đất ở Bắc bán cầu được mô tả trên hình 4-1.

Như vậy, theo sơ đồ này, trên địa cầu có 2 vòng hoàn lưu nhiệt ở 2 bán cầu và chuyển động thẳng đứng ở xích đạo có ý nghĩa rất to lớn đối với hoàn lưu chung khí quyển. ý nghĩa này thể hiện ở chỗ:

- Không khí ở vùng xích đạo có bốc lên thì áp suất khí quyển ở mặt đất mới giảm và áp suất ở trên cao mới tăng, từ đó mới phát sinh dòng không khí thổi từ cực về xích đạo ở dưới thấp và dòng không khí thổi từ xích đạo về cực ở trên cao. Đồng thời khi không khí bốc lên cao cùng với quá trình ngưng kết sẽ là sự toả nhiệt và tiềm nhiệt nầy chính là động lực thúc đẩy không khí tiếp tục bốc lên.

2) Sơ đồ hoàn lưu khí quyển có xét đến sự quay của trái đất Sơ đồ này dựa trên giả thiết rằng bề mặt đệm là đồng nhất, các lớp khí quyển đồng nhất và hoàn toàn trong suốt, nhưng có xét đến sự quay của quả đất. Do đó nguyên nhân làm cho không khí chuyển động vẫn là do sự chênh lệch nhiệt độ giữa cực - xích đạo song hình dạng của vòng hoàn lưu do sự tác dụng của lực Cơriolit nên bị biến đổi đi ít nhiều.

- Mặc khác, chuyển động thẳng đứng ở xích đạo chính là động lực tạo nên cơ chế hút gió từ trên cao xuống mặt đất ở vùng cực bởi vì khi không khí ở xích đạo bốc lên cao chuyển dần về cực sẽ bị nguội lạnh dần, mật độ không khí sẽ tăng lên và đến cực nó nặng hơn, có xu hướng giáng xuống mặt đất.

Theo Rossby, sơ đồ hoàn lưu khí quyển có xét đến sự quay của trái đất được mô tả

- Tại vùng nhiệt đới: Không khí thăng lên ở xích đạo và chuyển dần về vĩ độ ϕ = 30o, do lực Cơriolit càng lên vĩ độ cao dòng không khí càng lệch phải (ở Bắc bán cầu) hoặc lệch trái (Nam bán cầu). Theo tính toán đến vĩ độ ϕ = 30o, dòng không khí trở thành vĩ hướng và tại đây không khí liên tục được bổ sung, nén xuống làm cho áp suất ở dưới thấp tăng lên hình thành cao áp (cao áp cận nhiệt). Như vậy, giữa xích đạo và vĩ độ ϕ = 30o hình thành vòng hoàn lưu khép kín: dưới thấp không khí thổi từ vĩ độ ϕ = 30o về xích đạo theo hướng Đông Bắc gọi là tín phong, trên cao từ xích đạo về vĩ độ ϕ = 30o gọi là phản tính phong. Hoàn lưu tín phong này có thành phần hướng Đông ở dưới thấp và hướng Tây ở trên cao.

- Tại vĩ độ 60o - cực: Tại cực, ở mặt đất lạnh là vùng cao áp nên gió thổi từ cực về vĩ độ ϕ = 60o. Do tác dụng của lực Cơriôlit nên gió có hướng Đông Bắc chuyển dần thành vĩ hướng. Tại vùng ϕ = 60o tiếp nhận gió từ vĩ độ ϕ = 30o thổi về theo hướng Tây Nam, do tác dụng của lực Cơriôlit cũng chuyển dần thành vĩ hướng. Hai luồng gió này gặp nhau buộc không khí phải thăng lên cao và di chuyển về bổ sung cho không khí trên cao ở cực (không thể thổi về vĩ độ thấp được vì vùng vĩ độ trung bình tồn tại đới gió có hướng Tây Nam dày từ thấp lên cao). Kết quả là giữa cực và vĩ độ ϕ = 60o tồn tại vòng hoàn lưu gọi là hoàn lưu địa cực. Hoàn lưu địa cực có thành phần hướng Đông ở dưới thấp và thành phần hướng Tây ở trên cao.

như sau:

E E

W

Hình 4-2

W E E

- Trong cả tầng đối - bình lưu: Trong cả tầng đối - bình lưu, sơ đồ vòng hoàn lưu lớn dễ nhận thấy như sau: Trong tầng đối lưu có gió Tây Nam, thịnh hành thành phần hướng Tây (đới gió Tây). Trong tầng bình lưu: có gió Đông Bắc, thịnh hành thành phần hướng Đông (đới gió Đông).

3) Sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình Sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình được mô tả bằng mặt cắt theo chiều thẳng đứng từ mặt đất cho đến giới hạn trên cùng của khí quyển ở Bắc bán cầu và Nam bán cầu trong mùa đông và mùa hè.

Tóm lại: Sơ đồ hoàn lưu nhiệt có xét đến sự quay của quả đất bao gồm hai vòng hoàn lưu nhỏ là hoàn lưu tín phong ở vùng vĩ độ thấp và hoàn lưu địa cực ở vùng vĩ độ cao với gió Đông thịnh hành phía dưới, gió Tây thịnh hành phía trên và một vòng hoàn lưu lớn bao trùm toàn cầu với gió Tây thịnh hành phía dưới, gió Đông thịnh hành phía trên (hình 4-2).

Trên sơ đồ này người ta biểu diễn những dòng vĩ hướng bằng các đường đẳng tốc theo mặt cắt thẳng đứng: dòng không khí từ Tây qua Đông gọi là gió Tây; dòng không khí từ Đông qua Tây gọi là gió Đông. Các đường đẳng trị tốc độ gió trong sơ đồ đo bằng m/s.

Song trong sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình lại không kể tới thành phần gió

các hướng khác và các chuyển động thẳng đứng.

Hình 4-3 là một dạng sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình.

Theo sơ đồ này thì: ở miền vĩ độ thấp gió Đông chiếm ưu thế lan từ mặt đất đến độ cao khá lớn còn bên trên nó có lớp gió Tây; ở miền cực đới là lớp gió Đông tương đối thấp và ở vùng ôn đới nói chung bao trùm đới gió Tây suốt chiều dày của khí quyển.

Như vậy, trên sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình ta cũng nhận thấy hệ thống tín phong và phản tín phong; nhưng sự hình thành tín phong và phản tín phong không phải liên quan với sự đi lên của không khí nóng ở xích đạo mà liên quan với sự mở rộng theo chiều nằm ngang của đới gió Tây từ miền ôn đới sang miền vĩ độ thấp. Chính vì vậy mà nhiều nhà khí tượng thế giới cho rằng: những chuyển động thẳng đứng của không khí trong vùng xích đạo không có ý nghĩa to lớn đối với hoàn lưu chung khí quyển như trước đây người ta đã gán cho nó. Do đó, người ta xem gió Tây thổi mạnh ở miền ôn đới, phát sinh trong vùng nhiệt độ giảm mạnh mẽ, khi nhiệt độ tăng là động lực chủ yếu của hoàn lưu chung khí quyển.

Sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình còn nêu được những đặc điểm quan trọng của hoàn lưu trên cao như: sự phân bố các đới gió thịnh hành khá phù hợp với sơ đồ vòng hoàn lưu đối - bình lưu trong các sơ đồ hoàn lưu nhiệt; sự phân bố của tốc độ gió theo độ cao ở các vĩ độ trong cả hai mùa, trên đó nổi bật nên các vùng có gió mạnh đạt tới 30-40 m/s hoặc lớn hơn. Các vùng gió mạnh này thổi vòng quanh trái đất khi lệch về

phía Bắc khi lệch về phía Nam hoặc bị đứt đoạn gây ảnh hưởng rất lớn đến các quá trình khí quyển ở các lớp dưới thấp. 4) Hoàn lưu thực tế trên trái đất Do có sự phân bố không đều giữa lục địa và biển trên bề mặt dẫn đến sự phân bố không đồng đều về chế độ nhiệt và nơi lạnh nhất thế giới không phải là Bắc hoặc Nam cực mà là Iacút (Véckhôiăngxơcơ) và Gơrenlen, nơi nóng nhất không phải là xích đạo mà là các sa mạc thuộc Phi châu, á châu và Bắc Mỹ; từ đó dẫn đến sự phân bố không đồng đều về khí áp.

Như vậy, sự khác biệt giữa hoàn lưu thực tế với sơ đồ hoàn lưu chung là do chế

độ nhiệt thực tế của bề mặt đất gây ra.

Ta sẽ sử dụng các bản đồ khí áp trung bình vào tháng I và VII để nghiên cứu hoàn

a) Trường khí áp trung bình trên bản đồ tháng I - Trường khí áp trung bình trên mực biển: ở Bắc bán cầu: Các trung tâm khí áp được phân bố như sau: + Cao áp Bắc băng dương hình thành trên biển băng mờ. + Cao áp Xêbêri, Gơrenlen và Bắc Mỹ phát triển mạnh thành các xoáy nghịch

lưu thực tế vào mùa đông và mùa hè (hình 2-4, 2-5, 2-6 và 2-7).

lớn (do bề mặt đệm lạnh).

+ áp thấp Alêuchiên và áp thấp Itslan phát triển và thể hiện rõ. + Cao áp phó nhiệt đới Bắc Thái Bình Dương (Haoai) và Bắc Đại Tây Dương

(Aso) giảm yếu do tác dụng của nhiệt lực.

+ Dải áp thấp xích đạo di chuyển xuống phía Nam bán cầu. ở Nam bán cầu: Các trung tâm khí áp được phân bố như sau: + Tại ϕ = 20 ÷ 40o cao áp trên đại dương thể hiện rõ (Nam ấn Độ Dương, Thái

Bình Dương và Đại Tây Dương).

+ Trên lục địa Nam Mỹ, châu Phi, châu úc hình thành các trung tâm xoáy

thuận. + Cực Nam hình thành áp thấp Nam cực.

Hình 4-4: Bản đồ khí áp ở mực biển vào tháng giêng

Hình 4-5: Bản đồ khí áp ở mực biển vào tháng bảy

Hình 4-6: Bản đồ đẳng cao mặt 500 mb nửa Đông Bắc bán cầu vào tháng

giêng

Hình 4-7: Bản đồ đẳng cao mặt 500 mb nửa Đông Bắc bán cầu vào tháng bảy

- Trường khí áp trung bình trên cao + Do không khí bốc lên cao ở vùng vĩ độ thấp nên ở trên cao: áp cao ở vĩ độ

thấp, còn áp thấp ở vĩ độ cao.

b) Trường khí áp trung bình trên bản đồ tháng VII - Trường khí áp trung bình trên mặt biển: ở Bắc bán cầu: Các trung tâm khí áp được phân bố như sau:

+ Sự phân bố áp suất như vậy xuất hiện građiăng địa thế vị nằm ngang theo hướng kinh tuyến và các đường đẳng cao nói chung song song với vùng vĩ tuyến và có chiều phù hợp với qui tắc gió địa chuyển, tức là từ Tây sang Đông - Đó là hoàn lưu vĩ hướng Tây - Đông.

+ Các vùng xoáy nghịch cận nhiệt đới Aso, Haoai phát triển rất mạnh. + Dải áp thấp xích đạo thể hiện rõ và dịch chuyển về Bắc bán cầu. + Xoáy nghịch Xibêri, Gơrenlan yếu đi, có khi mờ hẳn; đặc biệt cao áp Bắc

Mỹ tan rã và hình thành một trung tâm xoáy thuận. + áp thấp Alêuchiên, Itslan đầy lên.

+ Vùng gần xích đạo là nơi có áp suất thấp. + Cao áp phó nhiệt đới hoạt động từ vĩ độ ϕ = 30 ÷ 40o + Từ vĩ độ ϕ = 60o trở về cực là khu vực áp thấp .

ở Nam bán cầu: Các trung tâm khí áp được phân bố như sau: - Trường khí áp trung bình trên cao:

+ Sự phân bố khí áp cũng giống như tháng I, song có điểm khác là về cường độ các trung tâm khí áp; građiăng địa thế vị ở Bắc bán cầu nhỏ hơn nhiều tháng I, ở Nam bán cầu lớn hơn nhiều tháng I. Hay nói khác: građiăng địa thế vị ở bán cầu nào về mùa đông cũng lớn hơn nhiều so với về mùa hạ.

c) Qua các bản đồ trung bình về trường áp có thể có các nhận xét sau: - Các bản đồ trường khí áp trung bình mặt biển tuy chưa phản ánh được tất cả sự phức tạp muôn hình muôn vẻ của hoàn lưu khí quyển trên trái đất song cũng nêu được cái nền cơ bản - cái nền này khá phù hợp với các sơ đồ hoàn lưu và các bản đồ này phản ánh được ảnh hưởng của sự phân bố biển và lục địa của trái đất mà các sơ đồ hoàn lưu trước chưa đề cập.

+ Từ đó ta thấy sự tương phản áp suất giữa xích đạo và cực ở mực nào đó của tầng đối lưu về mùa đông sẽ lớn hơn về mùa hè. Do đó, hoàn lưu vĩ hướng Tây - Đông vào mùa đông sẽ lớn hơn vào mùa hè.

- Các bản đồ trường khí áp trên cao cho thấy: Ngoài dòng vĩ hướng Tây - Đông, ta còn nhận thấy các sống, rãnh chứng tỏ có tồn tại các vận động kinh tuyến. Kết quả là: hoàn lưu vĩ hướng thỉnh thoảng bị phá hủy bởi hoàn lưu kinh hướng khi có rãnh, lưỡi có trục theo kinh tuyến phát triển. Như vậy, hoàn lưu khí quyển là sự kết hợp luôn luôn biến chuyển những dòng vĩ tuyến và kinh tuyến. Khi dòng vĩ tuyến chiếm ưu thế thì không khí sẽ chuyển động theo vòng vĩ tuyến (GP hướng từ xích đạo về cực); khi dòng kinh tuyến chiếm ưu thế (GP sẽ hướng theo vòng vĩ tuyến) thì khí quyển sẽ phân

chia thành các cơ cấu khí áp đóng kín (cao áp chướng ngại và áp thấp bị cắt) chuyển động theo chiều kinh tuyến.

d) Gió mùa - Định nghĩa: Các luồng không khí có qui mô lớn mà hướng thay đổi ngược chiều hay gần như ngược chiều từ nửa năm này sang nửa năm tiếp theo được gọi là gió mùa. Gió mùa có thể thấy ở mọi độ cao trên một vùng rộng lớn. Nhưng thông thường người ta thường dùng khái niệm gió mùa để chỉ các luồng không khí ở mặt đất (có độ dày không lớn).

- Kết hợp 2 loại bản đồ trên ta thấy hoàn lưu khí quyển có những biến thiên theo mùa rõ rệt. Điều đó có liên quan đến sự phân bố các nguồn nóng lạnh trên biển và lục địa, có nghĩa là khi mùa thay đổi thì sự chênh lệch về nhiệt độ giữa biển và lục địa có thay đổi dẫn đến hoàn lưu cũng thay đổi một cách tương ứng. Ví dụ: Trung tâm xoáy thuận được thay thế bằng trung tâm xoáy nghịch và người ta quan sát thấy sự biến thiên theo mùa của điều kiện thời tiết. Người ta gọi đó là đặc điểm gió mùa của hoàn lưu.

Cần phân biệt gió mùa với gió đất, gió biển. ở một chừng mực nào đó cả 2 thứ gió đều liên quan đến sự chênh lệch nhiệt độ giữa 2 mặt đệm khác nhau (đặc biệt là ở vùng ôn đới). Điểm khác ở chỗ: gió đất, biển có luồng nghịch ở trên, còn gió mùa thì không có (các bản đồ cao không chứng tỏ điều đó).

Gió mùa có thể hình thành ở khắp mọi nơi trên trái đất với mức độ khác nhau. Năm 1950 Khơ rô môp đã tính toán chỉ tiêu gió mùa thông qua trị số trung bình các tần suất hướng gió chính và từ đó xây dựng được bản đồ phân bố gió mùa trên toàn thế giới.

- Phân loại: Dựa vào nguồn gốc hình thành người ta phân gió mùa thành hai loại:

gió mùa nhiệt đới và gió mùa ngoại nhiệt đới.

+ Gió mùa nhiệt đới: Gió mùa nhiệt đới (hay còn gọi là gió mùa xích đạo) hình

thành trong vùng nhiệt đới (từ vĩ độ 25oB đến 25oN).

Gió mùa nhiệt đới là kết quả của sự dịch chuyển đới tín phong Bắc bán cầu và Nam bán cầu khi áp thấp xích đạo di chuyển từ bán cầu này sang bán cầu kia theo chuyển động biểu kiến của mặt trời trong năm (hình 4-8).

áp thấp xích đạo

Mùa hè (BBC)

ϕ = 0

Mùa đông (BBC)

ϕ = 0 áp thấp xích đạo Hình 4-8

Như vậy, gió mùa nhiệt đới chính là sự trao đổi không khí giữa hai bán cầu ở tầng thấp; trong đó, sự di chuyển của áp thấp xích đạo đóng vai trò chủ yếu, còn sự chênh lệch nhiệt độ giữa lục địa và biển chỉ đóng vai trò thứ yếu.

+ Gió mùa ngoại nhiệt đới: Trái với gió mùa nhiệt đới, sự tương phản về nhiệt độ giữa biển và lục địa lại đóng vai trò quan trọng trong việc hình thành gió mùa ngoại nhiệt đới.

Gió mùa ngoại nhiệt đới thể hiện rõ ở bờ biển phía Đông châu á, dẫn đến sự biến đổi theo mùa của nhiệt độ đặc biệt lớn với: mùa đông gió mùa xuất phát từ cao áp lục địa Xibêri thổi ra áp thấp biển Alêuchiên; mùa hạ thổi từ cao áp phó nhiệt đới Bắc Thái Bình Dương về áp thấp lục địa châu á.

4.1.2 Vài nét đặc trưng hoàn lưu ở các đới vĩ độ

a) Đới front trên cao Vùng có građiăng nhiệt độ theo chiều ngang lớn, gió mạnh, sự biến động tốc độ gió theo chiều cao lớn mà trên bản đồ thời tiết AT đó là các vùng có các đường đẳng cao (hoặc trên bản đồ OT đó có các đường đẳng nhiệt) xít nhau và là vùng chuyển tiếp giữa xoày thuận lạnh tầm cao và xoáy nghịch nóng tầm cao, được gọi là đới front trên cao (ĐFTC).

1) Hoàn lưu ở vĩ độ trung bình và vĩ độ cao

ĐFTC hình thành ở độ cao 14 – 17 km, có chiều dài từ 1000 - 13000 km (thông thường 3000 – 4000 km) và chiều rộng 1000 – 1500 km.

Cửa ra (Khu ra) ĐFTC: thể hiện rõ ở trên bản đồ

AT300 - AT200.

Đặc trưng quan trọng của ĐFTC là: cửa vào hội tụ; cửa ra phân kỳ (hình 4-9).

b) Đới front hành tinh trên cao Trên mỗi bán cầu trái đất, xoáy thuận trên cao chủ yếu ở các vĩ độ cao và tập hợp thành xoáy thuận hành tinh trên cao (có tâm ở cực); xoáy nghịch trên cao chủ yếu nằm ở vùng nhiệt đới, cận nhiệt đới và tập hợp thành cao áp cận nhiệt. Như vậy, giữa chúng có một đới front gọi là đới front hành tinh trên cao (ĐFHTTC).

Thấp lạnh Cửa vào (Khu vào) Cao nóng Hình 4-9 ĐFTC khác front chủ yếu là ở chỗ: ĐFTC là kiến trúc một phần của trường nhiệt áp biểu hiện chủ yếu qua hình dáng của các đường dòng, các đường đẳng cao trên bản đồ AT song nhiều trường hợp trên mặt đất chưa chắc đã có biểu thị front hoặc front rất mờ; ngược lại có khi ở mặt đất front rõ song lại không có ĐFTC.

ĐFHTTC đôi khi chia thành 2 hoặc 3 đới, các đới này có thể hoà nhập kéo dài theo vùng vĩ tuyến hoặc uốn dạng Ω theo kinh tuyến. ĐFHTTC phân thành các nhánh: nhánh Bắc ngăn cách giữa không khí cực và không khí vĩ độ trung bình; nhánh Nam ngăn cách giữa không khí vĩ độ trung bình và không khí nhiệt đới. Các nhánh này di

chuyển theo mùa. Như vậy, có thể coi đới front trên cao là một thành phần của đới front hành tinh trên cao. c) Dòng chảy xiết Những dòng không khí có tốc độ rất lớn thể hiện trên ĐFTC và ĐFHTTC, có vận tốc khá lớn từ 50 đến 80 m/s, có khi lên tới 100 đến 150 m/s hoặc lớn hơn được gọi là dòng chảy xiết. Nhiều người còn gọi dòng chảy xiết là dải front trên cao hoặc dải front hành tinh trên cao.

Nếu lấy đường đẳng tốc 25 ÷ 50 m/s làm giới hạn ngoài thì kích thước của dòng chảy xiết trên ĐFTC dài khoảng 1000 ÷ 12000 km, trên ĐFHTTC có thể bao cả vòng quanh trái đất còn độ rộng dòng chảy xiết khoảng 1000 km và độ dày vào khoảng 6 ÷ 10 km.

Trục của dòng chảy xiết ở độ cao chừng 9 ÷ 12 km (xấp xỉ đỉnh tầng đối lưu). Qua trục của dòng chảy xiết là các đường đẳng tốc sắp xếp không đối xứng mà xít nhiều nghiêng về không khí lạnh.

Có thể quan sát được 2 hoặc 3 dòng chảy xiết khi ĐFHTTC hình thành các nhánh

d) Sóng trong gió Tây Ngoài rìa xoáy thuận hành tinh có đới gió Tây, trong đó có hình thức dao động sóng. Dao động sóng này thể hiện trên các đường đẳng cao trong đới gió Tây. Hướng chuyển động của sóng khí áp này thường ổn định từ Tây sang Đông nên dao động sóng được gọi là sóng trong gió Tây hay sóng Tây.

ở các vĩ độ khác nhau.

Sóng trong gió Tây bao quanh toàn cầu với 3 đến 6 sóng dài với độ dài sóng cỡ

hàng nghìn km, tốc độ chuyển động nhanh.

Ngoài rìa sóng dài này thường có các sóng ngắn hình thành do sự nhiễu động sóng; các sóng này có liên quan với sự di chuyển của các cơ cấu khí áp ở mặt đất. Tốc độ chuyển động của sóng ngắn này còn nhanh hơn sóng dài. Giữa sóng ngắn và sóng dài có mối quan hệ tương hỗ: sóng dài nhiễu động tạo thành sóng ngắn và sóng ngắn tiêu tan nhường chỗ cho sóng dài. Vậy sóng Tây có quan hệ mật thiết với front và xoáy thuận ở mặt đất.

Tốc độ di chuyển của sóng Tây phụ thuộc vào vĩ độ địa lý, độ dài bước sóng của nó và tốc độ của gió Tây. Theo kết quả nghiên cứu của Rossby thì tốc độ di chuyển của sóng Tây nhỏ hơn nhiều so với tốc độ của gió Tây.

e) Quá trình ngăn chặn, chia cắt và đứt đoạn Sóng Tây có thể bất ổn định ở một phần nào đó, tức là biên độ sóng mở rộng và kết quả là trong đới gió Tây có thể xuất hiện một loạt các áp thấp hoặc rãnh lạnh và các áp cao hoặc lưỡi nóng; do đó có sự phân bố lại các đường đẳng áp và đẳng nhiệt. Quá trình này gọi là quá trình biến dạng trên cao.

Trong tính toán, tốc độ sóng Tây sẽ mang giá trị dương khi sóng di chuyển về phía Đông, trị số âm khi sóng di chuyển về phía Tây và bằng 0 (hay còn gọi là sóng tĩnh) khi sóng không di chuyển.

Tương ứng với quá trình biến dạng trên cao là trường biến dạng trên cao. Có thể

chia trường biến dạng trên cao thành 2 loại:

+ Trường biến dạng đối xứng: Trường biến dạng đối xứng có đôi cao áp nóng và

đôi thấp áp lạnh đối diện nhau. Hình 4-10 biểu diễn trường biến dạng đối xứng.

+ Trường biến dạng không đối xứng: Trên hình 4-11 là sơ đồ biểu diễn trường biến dạng không đối xứng. Nó biến đổi theo thời gian tuỳ thuộc vào sự tiến triển của các trung tâm mà trường biến dạng có liên quan: khi biến đổi phát triển xoáy thuận thì khí áp ở các miền I, II sẽ giảm xuống; còn khi biến đổi phát triển xoáy nghịch thì khí áp ở các miền I, II sẽ tăng lên.

T

T

T I

C

II C

T C

- Quá trình chia cắt: Tại miền I nếu khí áp giảm (tức là có biến đổi phát triển xoáy thuận) thì rãnh phía trên sẽ sâu xuống hòa với xoáy thuận phía dưới. Vậy sự biến đổi của xoáy thuận của trường biến dạng trên cao sẽ đồng thời là sự biến đổi kinh hướng. Khi khí áp ở miền I lại tăng lên (tức là có biến đổi phát triển xoáy nghịch) thì tính vĩ hướng của các đường đẳng cao sẽ tăng lên và ở xoáy thuận dưới sẽ hình thành một số đường đẳng áp khép kín. Đó là quá trình chia cắt của xoáy thuận khỏi rãnh trên cao để tạo thành xoáy thuận tầm cao.

- Quá trình ngăn chặn: Một cách tương tự, đối với miền II thì xoáy nghịch cũng được tách ra khi khí áp tại miền II tăng lên (tức là có biến đổi phát triển xoáy nghịch) và sau đó khí áp lại giảm xuống (tức là có biến đổi phát triển xoáy thuận). Đó là quá trình ngăn chặn để tạo thành xoáy nghịch tầm cao.

Hình 4-11 Hình 4-10

Trong thực tế sự biến đổi xoáy nghịch trong một trường biến dạng trên cao thường kèm theo sự biến đổi xoáy thuận trong một trường biến dạng trên cao khác dẫn tới quá trình ngăn chặn và chia cắt ở trên cao thường xảy ra cùng một lúc. Cùng với quá trình này là các vùng nóng và lạnh sẽ được tách riêng ra.

Một xoáy thuận lạnh hoặc xoáy nghịch nóng ở trên cao khi tồn tại lâu và ít chuyển động được gọi là xoáy thuận và xoáy nghịch trung tâm. Các xoáy nghịch trung tâm này hình như chắn lối đi của các dòng không khí hướng Tây nên có thể coi chúng là các xoáy nghịch ngăn chặn.

- Đường đứt: Trong sóng Tây khi tính kinh hướng tăng lên, rãnh khí áp trên cao này hình thành tương đối nông thì trên trục của rãnh hình thành đường đứt đoạn về hướng gió được gọi là đường đứt.

a) Hoàn lưu tín phong ở vùng vĩ độ ϕ ≈ 300 ở cả hai bán cầu có đới cao áp cận nhiệt kéo dài; đới này bị phân chia thành các trung tâm xoáy nghịch riêng biệt trên biển. Từ cao áp cận nhiệt gió thổi về áp thấp xích đạo theo hướng Đông Bắc ở Bắc bán cầu và theo hướng Đông Nam ở Nam bán cầu. Đó là hoàn lưu tín phong hay còn gọi là mậu dịch phong.

Quá trình hình thành đường đứt thường kèm theo quá trình biến tướng của front ở mặt đất làm cho hai bên mặt front bị biến dạng (tạo thành đường đứt), sự chênh lệch các yếu tố khí tượng (trừ gió) đều không lớn lắm. Khi có đường đứt thời tiết nói chung rất xấu, mây và mưa nhiều. 2) Hoàn lưu ở vĩ độ thấp

Trong vùng hoàn lưu tín phong có lớp nghịch nhiệt ở độ cao 2 km được gọi là nghịch nhiệt tín phong. Nghịch nhiệt tín phong là nghịch nhiệt lắng làm cản trở lớn đến chuyển động đối lưu và mưa.

Giữa hai đới tín phong Bắc bán cầu và Nam bán cầu có dải áp thấp xích đạo với đặc trưng thời tiết là mưa rào và dông. Phạm vi mưa rào và dông có thể ảnh hưởng đến cả vùng phó nhiệt đới.

b) Sóng trong gió Đông ở vĩ độ thấp đới gió Đông cũng thường xuất hiện các dao động sóng gọi là sóng

Hoàn lưu tín phong ở vùng vĩ độ thấp hình thành và duy trì với tốc độ gió khoảng 2 đến 7 m/s. Tất nhiên khi có ảnh hưởng của xoáy thuận nhiệt đới thì tốc độ gió còn lớn hơn nhiều mặc dù xoáy thuận ở vùng vĩ độ thấp hình thành với quy mô không lớn lắm, song cường độ hoạt động lại khá mạnh.

trong gió Đông gọi tắt là sóng Đông.

Độ dài của sóng Đông từ 600 - 800 km có khi tới 1000 km. Sóng Đông “vận chuyển” các trung tâm biến áp ở mặt đất từ Đông sang Tây, do

đó nó có vai trò rất lớn trong dự báo bão.

Chế độ mưa kèm theo sóng Đông khá lớn và giảm dần ra sau trục rãnh. Khi gặp

đảo, đất liền thì đối lưu phát triển và cho mưa to.

Tốc độ di chuyển của sóng Đông phụ thuộc chủ yếu vào vĩ độ địa lý, độ dài bước sóng của nó, chiều rộng nhiễu động và tốc độ của gió Đông. Theo kết quả nghiên cứu của Haouýt, khi nhiễu động khá nhỏ thì tốc độ di chuyển của sóng Đông xấp xỉ bằng tốc độ của gió Đông. Trong tính toán, tốc độ sóng sẽ mang giá trị dương khi sóng di chuyển về phía Tây, trị số âm khi sóng di chuyển về phía Đông và bằng 0 (hay còn gọi là sóng tĩnh) khi sóng không di chuyển.

4.1.3 Xoáy thuận nhiệt đới, bão 1) Giới thiệu Xoáy thuận xuất hiện ở vùng có vĩ độ ϕ = 5 ÷ 20o trên những miền nhất định của cả hai bán cầu trái đất với građiăng khí áp nằm ngang lớn, gió mạnh được gọi là xoáy thuận nhiệt đới.

Cường độ xoáy thuận nhiệt đới thường đạt 960 đến 970 mb; tốc độ gió ở vùng gần trung tâm đạt từ 20 đến 30 m/s, đôi khi lên tới 50 m/s; hướng gió gần như song song với đường đẳng áp. Đường kính xoáy thuận nhiệt đới trong thời kỳ phát triển d khoảng 1000 km.

Trong dự báo thời tiết ở Việt Nam, xoáy thuận nhiệt đới có tốc độ gió ở vùng gần trung tâm xoáy nhỏ hơn hoặc bằng cấp 7 được gọi là áp thấp nhiệt đới và lớn hơn cấp 7 được gọi là bão.

Xoáy thuận nhiệt đới và bão phát sinh, phát triển và di chuyển chủ yếu trên đại

dương, khi vào đất liền chúng thường bị đầy lên một cách nhanh chóng.

Xoáy thuận nhiệt đới và bão di chuyển theo rìa của cao áp cận nhiệt, lúc đầu theo hướng từ Đông sang Tây trong đới tín phong, sau ngoặt lên phía Bắc hoặc Đông Bắc theo quỹ đạo parabol.

Xoáy thuận nhiệt đới và bão tồn tại không liên quan đến front mà tham gia chuyển động quay trong một khối không khí nóng đồng nhất. Toàn bộ hệ thống xoáy đi lên cực kỳ mãnh liệt và hình thành mây, mưa trên một vùng rộng lớn. Riêng bão, ở vùng trung tâm gọi là “mắt bão” là vùng gió yếu, thậm chí yên tĩnh, quang mây.

ở nước ta, xoáy thuận nhiệt đới và bão thường phát sinh ở Tây Nam Thái Bình Dương vào khoảng vĩ độ 10 đến 20o Bắc và kinh độ 130 đến 145o Đông. Có hai ổ bão thường sản sinh ra những áp thấp nhiệt đới và bão di chuyển ảnh hưởng đến nước ta, đó là: ổ trên Thái Bình Dương và ổ trên biển Đông. Thời gian ảnh hưởng đến nước ta từ tháng VI đến tháng XII thay đổi theo các khu vực như sau:

từ tháng VI đến tháng IX.

từ tháng VII đến tháng X. từ tháng VIII đến tháng XI.

từ tháng IX đến tháng XII.

* Thuyết front (Nauy): Thuyết front cho rằng dao động của front nhiệt đới khi có những dự trữ năng lượng không ổn định lớn, từ đó xuất hiện những chênh lệch nhiệt độ đủ để xoáy thuận nhiệt đới, bão xuất hiện. Do tính chất xác định và thời điểm xuất hiện những chênh lệch này không rõ ràng nên cũng chưa phải là điều kiện đủ.

* Thuyết sóng khí áp (Rossby): Thuyết sóng khí áp cho rằng xoáy thuận nhiệt đới, bão có liên hệ với các sóng khí áp (rãnh trên cao) di chuyển trong tầng đối lưu (tức là sóng Đông). Khi sóng Đông mất ổn định (tăng biên độ) sẽ tạo xoáy và bão. Song tính chất và độ mất ổn định cũng chưa rõ.

+ Từ Móng Cái đến Thanh Hóa: + Từ Thanh Hóa đến Bình Trị Thiên: + Từ Bình Trị Thiên đến Thuận Hải: + Từ Thuận Hải đến Minh Hải: 2) Quá trình hình thành và phát triển của xoáy thuận nhiệt đới, bão a) Quá trình hình thành Có nhiều thuyết nói về xoáy thuận nhiệt đới, bão: * Thuyết đối lưu nhiệt (Môn): Thuyết đối lưu nhiệt giải thích sự hình thành bão bằng chuyển động thẳng đứng phát triển mạnh mẽ trên vùng nước nóng ở đại dương. Nhân tố hỗ trợ là độ ẩm lớn và sự giải phóng tiềm lượng nhiệt do ngưng kết. Đây chỉ là điều kiện cần song chưa đủ.

Như vậy, tuy rằng chưa có một học thuyết nào hoàn chỉnh để giải thích được sự hình thành của xoáy thuận nhiệt đới và bão nhưng các nhà bác học thuộc khoa

học khí tượng hiện đại đã đi đến thừa nhận các điều kiện cơ bản để hình thành xoáy thuận nhiệt đới và bão như sau:

(1) - Độ bất ổn định cao của khí quyển trong một lớp dày (> 10 km) trong một phạm vi rộng, nó gây nên bởi sự tương phản về nhiệt độ giữa không khí dưới thấp và trên cao và trạng thái bão hoà ẩm của không khí. Do vậy, xoáy thuận nhiệt đới và bão thường phát sinh trên các vùng biển nhiệt đới; thông thường nhiệt độ nước biển từ 26 ÷ 27oC. Nhiệt độ ban đầu cao, tiềm nhiệt giải phóng do ngưng kết chính là nguồn năng lượng bất ổn định W khổng lồ đảm bảo cho dòng thăng phát triển mạnh mẽ.

(2) - Cần có các nhân tố kích thích ban đầu; đó là những nhiễu động động lực tạo ra dòng thăng. Các nhiễu động này có nguồn gốc rất khác nhau: hay gặp nhất là sự thăng mạnh mẽ trong khu vực hội tụ chí tuyến mỗi khi độ hội tụ tăng cường khí quyển; nhiễu động xuất hiện trong sóng Đông; hoặc sự thăng mạnh mẽ do bề mặt nóng tại địa phương. (3) - Cũng cần đảm bảo độ lệch hướng để tạo xoáy. Người ta còn thấy ở các vùng có

b) Quá trình phát triển Cuộc đời một xoáy thuận nhiệt đới, bão thông thường từ 5, 6 ngày đến 1 tuần (tất

vĩ độ ϕ < 5o xoáy thuận nhiệt đới và bão cũng không phát sinh.

nhiên cũng có những con chỉ vài giờ, song cũng có con tới vài tuần).

Có thể chia thành 4 giai đoạn phát triển: - Giai đoạn hình thành: Giai đoạn hình thành bắt đầu từ khi có biểu hiện xoáy cho

tới khi có đường đẳng áp khép kín với trị số áp xuống đến 1000 mb.

Giai đoạn này khí áp khơi sâu chậm chạp, hình thành hệ thống các đường dòng với

- Giai đoạn trẻ: Giai đoạn trẻ, cường độ xoáy thuận nhiệt đới đạt trình độ bão với biểu hiện khí áp giảm rất nhanh; mắt bão xuất hiện khá rõ; mây mưa trong một dải hẹp, hình thành những đới hướng vào tâm. Khí áp ở tâm xoáy P đạt cực tiểu, tốc độ gió lớn.

cấp gió đạt áp thấp nhiệt đới.

Giai đoạn này khả năng phá hoại lớn bắt đầu hoạt động. - Giai đoạn thành thục: Giai đoạn thành thục, khí áp tại tâm xoáy không giảm nữa,

tốc độ gió cực đại không tăng nữa; phạm vi gió mạnh mở rộng ra.

Giai đoạn này bão di chuyển và mang theo khu vực gió to và thời tiết ác liệt trên

- Giai đoạn đầy và tan đi: Khi di chuyển về phía vĩ độ cao hay vào vùng đới gió Tây thì bão đầy dần lên và phạm vi thu nhỏ lại, hoặc khi đổ bộ vào đất liền do ảnh hưởng của ma sát và hội tụ mà khí áp tại tâm tăng lên, xoáy thuận nhiệt đới, bão tan dần đi.

3) Cấu trúc thời tiết của bão a) Trường áp ở mặt đất Đường đẳng áp trong bão trên bản đồ thời tiết có thể hình tròn hoặc bầu dục, rất

đường đi của nó.

xít nhau, khí áp ở tâm bão rất thấp. Tại tâm bão người ta ký hiệu

Vùng tâm thấp được gọi là mắt bão; một cơn bão có thể có 1 hoặc 2 mắt bão. Bão xuất hiện, trường khí áp biến đổi khá rõ: khi bão đến gần khí áp giảm nhanh,

b) Trường gió và trường nhiệt

bão đi qua khí áp tăng nhanh.

- Trường gió: Khu vực ảnh hưởng của bão tốc độ gió mạnh lên rõ rệt. Gió bão thường có tốc độ lớn hơn 60 m/s (các công trình kiến trúc bị đổ) có thể lên tới 80 ÷ 100 m/s và xoáy ngược chiều kim đồng hồ và hướng vào tâm. Trong bão gió giật từng cơn và đổi chiều trong một phạm vi tương đối hẹp. Riêng vùng mắt bão hầu như lặng gió.

Đo gió trong bão khó khăn, trong nghiệp vụ có thể dùng các công thức để tính gió ở

PΔ

vùng gần trung tâm.

(ΔP: giữa tâm và rìa) vmax = 4,5

c) Mắt bão Mắt bão là hiện tượng đặc biệt điển hình nhất của khí quyển vùng nhiệt đới với đường kính d vào khoảng 20 ÷ 30 km, đôi khi 60 ÷ 70 km.

ắ

Ví dụ: - Trường nhiệt: Nhiệt độ ở mắt bão và rìa bão không khác nhau nhiều, song nhiệt độ thế vị θ lại tăng từ ngoài vào trong, độ ẩm riêng q cũng hướng vào trong. Tuy nhiên, ở phạm vi ngoài đường đẳng áp 990 mb thì θ, q không thay đổi như vậy.

Km 18 - 9 - Hình 4-12

Vùng ngoài mắt bão là các dòng thăng thúc đẩy sự hình thành hệ thống mây, mưa trong bão; trong mắt bão tồn tại các dòng giáng, do vậy tại mắt bão, mưa ngừng rơi đột ngột, mây tiêu tan, trời trong sáng, sức gió giảm đột ngột, có khi lặng gió; người ta có cảm tưởng “nóng bức, ẩm”, đôi khi “không thể thở được” (hình 4-12). d) Hệ thống mây, mưa - Mây: hình ảnh mây làm chúng ta dễ dàng phát hiện ra bão trên ảnh mây vệ tinh. Mây tầng thấp gần trung tâm bão là: St chân thấp, sát mặt biển, cao 7 - 8 km. Mây tầng trung bình gần tâm bão là: As, cao 3 - 5 km; xa tâm giảm dần. Mây tầng cao chủ yếu là Ci, gần tâm có Cs. Quanh mắt bão có mây vũ tích Cb dày 8 - 9 km.

- Mưa: Quan trắc mưa trong bão rất khó khăn không chỉ vì mức độ ác liệt của bão mà còn do mưa không chỉ rơi theo chiều thẳng đứng mà nhiều khi do tác dụng của gió bão mà nước mưa lại theo chiều ngang hoặc chiều xiên bay tới...

Hình 4-13

Mưa trải dài theo hướng di chuyển, phân bố cường độ mưa cực đại thường thành dải hình xoáy (hình 4-13). Khi bão đổ bộ vào đất liền, do ảnh hưởng của địa hình sự phân bố mưa phức tạp hơn rõ rệt. Mưa lớn nhất ở gần trung tâm (thường cách tâm bão khoảng từ 100 - 200 km); không có sấm sét (sấm sét chỉ có thể xảy ra ở vùng rìa hoặc khi bão tan). Lượng mưa một trận bão từ 500 ~ 2500 mm. Diện mưa cỡ vài, ba tỉnh. Thời gian mưa trung bình từ nửa ngày đến 3 - 4 ngày. e) Sự di chuyển của bão Có thể hình dung xoáy thuận nhiệt đới, bão như một xoáy nước bị dòng nước cuốn trôi đi. Do vậy, sự di chuyển của chúng rất phức tạp và phụ thuộc vào hình thế thời tiết trong từng khu vực; vào các cao áp, thấp áp mạnh yếu trên đường đi mà chúng gặp phải. Nguyên nhân di chuyển của bão gồm: nguyên nhân nội lực (tự xoáy) và ngoại lực (ngoài

xoáy).

Có nhiều học thuyết về sự di chuyển của xoáy thuận nhiệt đới. Đáng chú ý là lý thuyết dòng dẫn đường. Thuyết này cho rằng: vì bão là một cơ cấu khí áp không gian nên chúng di chuyển theo hướng của dòng sông dẫn đường ở trên cao. Kiben đề nghị lấy hướng của các đường đẳng cao trên mực đẳng áp 600 mb làm hướng của dòng sông dẫn đường cho sự di chuyển của bão.

ở Nhật bản người ta dùng trường biến dạng trên cao để xác định sự di chuyển của bão. Các nhà khí tượng Nhật bản cho rằng bão di chuyển theo hướng vuông góc với trục qua điểm Hypecbolic với rãnh thấp của trường biến dạng trên cao (hình 4-14).

Trường phái Marion (Cu Ba) quan niệm rằng bão di chuyển phụ thuộc vào sự di

chuyển của các trung tâm cao áp điển hình thuộc khu vực Đại Tây Dương (hình 4-15).

Hướng di chuyển

ể

Hướng di chuyển của

Hình 4-15

Vận tốc trung bình của xoáy thuận nhiệt đới, bão (tốc độ di chuyển của tâm bão) vào khoảng từ 10 đến 30 km/h. Bão di chuyển càng chậm thì khả năng phá hoại trên đường đi của nó càng lớn. Hình 4-14 f) Các hiện tượng hải văn liên quan đến bão

- Sóng bão: Gió thổi trên biển gây ra sóng gọi là sóng bão. Sóng bão phụ thuộc vào tốc độ gió bão. Sóng bão có thể hình thành với độ cao tới 15 m, truyền đi xa hàng nghìn km, rồi đổ vào bờ. Dựa vào phương truyền sóng bão chúng ta có thể dự báo được hướng đi của bão.

- Thủy triều bão: Gió tạo sóng song nói chung sóng không chuyển nước từ nơi này đến nơi khác, song khi gió thổi lâu, ổn định, mạnh mẽ thì tạo thành dòng nước. Do vậy, trước bão có một dòng nước biển tạo thành, gặp bờ thì dâng lên là thủy triều bão. Thủy triều bão có khi xuất hiện cách xa tâm bão khá xa tới 700-800 km và có thể kết hợp với thủy triều biển dẫn đến nước dâng gây ngập lụt lớn vùng ven biển.

4.2 Các khối không khí ở Bắc bán cầu và ảnh hưởng của chúng đến Việt Nam

4.2.1 Các khối không khí ở Bắc bán cầu Theo cách phân loại địa lý, ở Bắc bán cầu có 4 loại khối không khí chủ yếu sau: 1) Khối không khí Bắc Băng Dương: hình thành trên biển Bắc Băng Dương, mang

tính chất lạnh khô.

2) Khối không khí cực đới: hình thành ở vùng vĩ độ ϕ = 40 ÷ 650B vào mùa hè; ở

vùng vĩ độ ϕ = 50 ÷ 700B vào mùa đông.

3) Khối không khí nhiệt đới: hình thành ở vùng vĩ độ ϕ = 10 ÷ 300B. Mùa hè có

thể lan tới vùng vĩ độ ϕ = 40 ÷ 500B.

4) Khối không khí xích đạo: hình thành ở vùng gặp gỡ của 2 đới tín phong Bắc và

Nam bán cầu; nó di chuyển theo mùa.

4.2.2 Các khối không khí ảnh hưởng đến Việt Nam Cần khẳng định rằng: Sự luân phiên nhau tác động của các khối không khí đến Việt Nam đã mang lại sự tương phản sâu sắc giữa hai mùa và tạo nên tình huống phức tạp trong diễn biến thời tiết, trong khí hậu từng mùa ở nước ta.

1) Các khối không khí ảnh hưởng vào mùa đông Mùa đông ở nước ta chịu ảnh hưởng của hai khối không khí thịnh hành là không

a) Khối không khí cực đới lục địa biến tính Khối không khí cực đới lục địa biến tính bắt nguồn từ lục địa châu á (Xibêri - Mông Cổ) tràn vào nước ta bằng 2 con đường: biến tính qua lục địa và biến tính qua biển.

- Khối không khí cực đới biến tính qua lục địa: Thời gian hoạt động vào các tháng nửa đầu mùa đông và thịnh hành vào các

khí cực đới lục địa biến tính và không khí nhiệt đới biển Đông.

tháng giữa mùa đông: XII, I.

Khi ảnh hưởng đến nước ta, không khí cực đới đã biến tính nhiều song nó vẫn

là không khí lạnh và khô nhất ở nước ta.

Không khí cực đới biến tính gặp không khí nóng đang ngự trị trên nước ta tạo

thành front với thời tiết âm u và cho mưa rào.

Khi đã ngự trị trên lãnh thổ nước ta, không khí cực đới biến tính qua lục địa đem lại một kiểu thời tiết là: nền nhiệt độ thấp, biên độ ngày đêm lớn, độ ẩm nhỏ, quang mây.

Đây là nguyên nhân của những ngày hanh khô ở miền Bắc nước ta và tính chất

- Khối không khí cực đới biến tính qua biển: Thời gian hoạt động vào các tháng nửa cuối mùa đông, đặc biệt thịnh hành vào

hanh khô giảm rõ khi đi vào miền Trung và không thấy nữa ở miền Nam.

các tháng cuối mùa đông: II, III.

Khi ảnh hưởng đến Việt Nam, nó đã đi qua một quãng đường dài trên biển nên

trạng thái không khí hầu như đều đạt tới bão hoà.

b) Khối không khí nhiệt đới biển Đông Khối không khí nhiệt đới biển Đông hình thành ngay trên biển Đông. Nó vốn là không khí cực đới từ cao áp Xêbêri bị biến tính tràn xuống phía Nam, lan sang phía Đông và tồn tại lâu trên biển Đông, được nhiệt đới hoá mà hình thành (không phải là không khí biển hình thành từ cao áp cận chí tuyến).

Với nền nhiệt độ thấp, độ ẩm cao gần tới bão hoà và tầng kết ổn định, không khí cực đới biến tính qua biển quy định một kiểu thời tiết đặc sắc là: lạnh và cực kỳ ẩm ướt kèm theo mưa phùn rất đặc sắc tiêu biểu cho Bắc Bộ vào nửa cuối mùa đông.

Trong suốt các tháng mùa đông, không khí nhiệt đới biển Đông đều có thể ảnh hưởng đến nước ta. So với không khí cực đới lục địa biến tính thì không khí nhiệt đới biển Đông nóng và ẩm hơn rõ rệt; song so với không khí nhiệt đới biển “chân chính” (từ Tây Bắc Thái Bình Dương) thì lạnh hơn và độ ẩm riêng cao hơn. Nói chung, không khí nhiệt đới biển Đông tràn tới nước ta vào mùa đông quy định một kiểu thời tiết ấm, đôi khi trở thành nóng bức.

Phần lãnh thổ phía Bắc, không khí nhiệt đới biển Đông phát huy xen kẽ với không khí cực đới biến tính mỗi khi gió mùa Đông Bắc suy yếu, đem lại cho đồng bằng, trung du Bắc Bộ một loại hình thời tiết đặc sắc đó là “nồm” đôi khi kèm theo mưa phùn.

2) Các khối không khí ảnh hưởng vào mùa hè Mùa hè ở nước ta chịu ảnh hưởng của 4 khối không khí thịnh hành là: khối không khí nhiệt đới biển Vịnh Bengan, khối không khí xích đạo, khối không khí nhiệt đới biển Bắc Thái Bình Dương và khối không khí nhiệt đới lục địa phía Tây.

a) Khối không khí nhiệt đới Vịnh Bengan Phát sinh trên biển nhiệt đới Bắc ấn Độ Dương, không khí nhiệt đới Vịnh Bengan đi vào nước ta theo hai con đường: hoặc là từ phía Tây tới, hoặc từ phía Nam đi lên. Thời kỳ thịnh hành nhất của không khí nhiệt đới Vịnh Bengan ở nước ta vào các tháng đầu mùa hạ với đặc điểm là không khí nóng ẩm với thời tiết nóng, kèm dông nhiệt.

Phần lãnh thổ phía Nam không khí nhiệt đới biển Đông chính là gió mùa mùa đông (gió mùa Đông Bắc), chỉ có những tháng đầu và cuối mùa đông nó mới có thể bị lu mờ khi không khí nhiệt đới biển Bắc Thái Bình Dương tràn tới.

Đối với phần lãnh thổ phía Bắc, không khí nhiệt đới Vịnh Bengan sau khi trải qua một quá trình biến tính mạnh trên đất liền phần Tây bán đảo Đông Dương, sau đó lại do hiệu ứng phơn khi qua dãy Trường Sơn nên nó đã đem lại một loại hình thế thời tiết của gió Tây Nam khô nóng đặc trưng ở Tây Bắc và Trung Bộ. Riêng vùng đồng bằng Bắc Bộ do tác dụng của áp thấp Bắc Bộ (hình thành thuộc lục địa nóng vào mùa

hè) mà không khí vòng qua vịnh Bắc Bộ để vào đất liền với hướng Đông Nam nên Bắc Bộ mát, ẩm hơn và hầu như không có Tây Nam khô nóng.

Đối với phần lãnh thổ phía Nam, không khí nhiệt đới vịnh Bengan ít bị biến tính hơn, các thuộc tính về nhiệt ẩm hầu như được giữ nguyên nên nhiệt độ Nam Bộ sẽ thấp hơn ở miền Bắc và độ ẩm lại cao hơn.

b) Khối không khí xích đạo Không khí xích đạo ảnh hưởng đến Việt Nam suốt mùa hè và chia làm 2 thời kỳ: thời kỳ đầu xen kẽ không khí nhiệt đến Vịnh Bengan và thời kỳ thịnh hành từ tháng VII đến tháng IX.

Một đặc điểm nổi bật cần nhấn mạnh là: với trữ lượng ẩm cao, độ dày lớn, khối không khí nhiệt đới Vịnh Bengan có khả năng cho mưa trên diện rộng đặc biệt là khi có kết hợp nhiễu động khí quyển như rãnh thấp, đường đứt...

Không khí xích đạo quy định thời tiết xấu, nhiều mây, mưa lớn góp phần đáng kể

c) Khối không khí nhiệt đới Bắc Thái Bình Dương Không khí nhiệt đới Bắc Thái Bình Dương là khối không khí nhiệt đới biển thuần

vào lượng mưa mùa hè ở Việt Nam.

tuý, nó ảnh hưởng đến nước ta trong suốt mùa hạ.

Không khí nhiệt đới Bắc Thái Bình Dương ảnh hưởng đến nước ta dưới dạng lưỡi cao áp; vì vậy khi nó ngự trị trên lãnh thổ Việt Nam thì thời tiết đặc trưng là quang mây và trong sáng.

d) Khối không khí nhiệt đới lục địa phía Tây Không khí nhiệt đới lục địa phía Tây có thể liên quan đến vùng cao áp trên không cao nguyên Tây Tạng. Nó thường đè lên không khí nhiệt đới hay không khí xích đạo, do đó tầng kết rất ổn định.

Cũng cần lưu ý rằng: khi bắt đầu tiến vào đất liền, do ảnh hưởng của mặt đất nóng sẵn, nhất là khi có điều kiện động lực thuận lợi như rãnh, đường đứt, front... thì có thể gây dông và cho mưa lớn (chớp đông nhay nháy gà gáy thì mưa).

Đặc điểm thời tiết của không khí nhiệt đới lục địa phía Tây là rất nóng, khô và vẩn

đục điển hình.

Phạm vi ảnh hưởng của không khí nhiệt đới lục địa phía Tây là phần lãnh thổ phía Bắc (ít ra cũng là vùng Tây Bắc - có thể khống chế cả tầng thấp). Nếu duy trì sự ảnh hưởng này thì sẽ gây ra hạn hán nặng nề ở Bắc Bộ và Tây Bắc.

Ngoài các khối không khí kể trên, những tháng đầu và cuối mùa ở phần lãnh thổ phía Bắc còn chịu ảnh hưởng của không khí cực đới biến tính sớm hoặc muộn - khi đó điều đáng quan tâm là sẽ xuất hiện các nhiễu động gây mưa lớn như front, đường đứt. Đây cũng là nguồn đóng góp đáng kể vào lượng mưa năm.

4.3 Gió mùa trong điều kiện Việt Nam

4.3.1 Khí hậu Việt nam là khí hậu nhiệt đới gió mùa Khí hậu Việt Nam thuộc loại hình đặc biệt đó là khí hậu nhiệt đới gió mùa. Đặc điểm của loại hình khí hậu này là: có những thuộc tính cơ bản của khí hậu nhiệt đới song do ảnh hưởng của gió mùa tính chất nhiệt đới không còn thuần khiết nữa mà đem

1) Thuộc tính cơ bản của khí hậu nhiệt đới a) Việt Nam nằm trong khu vực nội chí tuyến của Bắc bán cầu: Do sự kéo dài của lãnh thổ nước ta theo phương kinh tuyến, từ vĩ độ ϕ = 23o22'B đến vĩ độ ϕ = 8o30'B và kinh độ λ = 102o10'Đ đến kinh độ λ = 109o21'Đ và nằm hoàn toàn trong khu vực nội chí tuyến của Bắc bán cầu với 2 lần mặt trời đi qua thiên đỉnh trong một năm nên:

lại trên nền khí hậu nhiệt đới một dạng nhiễu động dị thường, ngoại lai đối với vĩ độ nhiệt đới. Sau đây ta nêu một cách khái quát các đặc điểm đó.

- Độ cao mặt trời và độ dài ban ngày lớn và ít biến đổi, do đó khắp nơi từ Nam

đến Bắc đều có khả năng nhận được lượng bức xạ mặt trời dồi dào.

- Do khoảng cách thời gian giữa hai lần mặt trời qua thiên đỉnh thay đổi (theo vĩ độ ϕ tăng khoảng cách thời gian này càng gần lại) nên có dạng phân bố của bức xạ mặt trời trong năm khác nhau nhiều, từ đó dẫn tới sự khác nhau của sự phân bố các đặc trưng khí hậu:

ở nửa phía Nam của lãnh thổ, biến trình năm của các đặc trưng khí hậu có dạng xích đạo với hai cực đại và hai cực tiểu, cực đại rơi vào lân cận các ngày phân (xuân phân và thu phân), cực tiểu rơi vào lân cận các ngày chí (hạ chí và đông chí) giống như bất cứ khu vực gần xích đạo nào khác trên thế giới.

ở nửa phía Bắc của lãnh thổ, biến trình năm của các đặc trưng khí hậu cũng có dạng chí tuyến với một cực đại và một cực tiểu phân biệt rõ rệt, cực đại rơi vào lân cận ngày hạ chí, cực tiểu rơi vào lân cận ngày đông chí cũng giống như bất cứ khu vực nhiệt đới nào khác trên thế giới. Do đó dẫn đến sự phân hoá mùa nhiệt độ giữa phía Nam và phía Bắc: miền lãnh thổ phía Nam diễn biến gần dạng xích đạo với mùa nóng kéo dài và biến trình nhiệt độ điều hoà hơn, miền lãnh thổ phía Bắc có sự chênh lệch khá lớn về nhiệt độ giữa 2 mùa nóng, lạnh đối lập.

Nói chung các đặc trưng khí hậu (đặc biệt là nhiệt) khá phù hợp với điều kiện thông thường của khí hậu nhiệt đới. Bảng 4-1 cho phép chúng ta so sánh các đặc trưng khí hậu tại một số địa điểm trong khu vực nhiệt đới. Bảng 4-1: So sánh các đặc trưng khí hậu tại một số địa điểm trong khu vực nhiệt đới

= = = Các đặc trưng khí hậu

= = = Hà Nội ϕ 21o02' λ 105o51' Habana ϕ 23o20' λ 82o34'T

Tổng nhiệt độ năm (oC) 8.560 Bức xạ tổng cộng (kcal/cm2năm) 111,3 Cán cân bức xạ (kcal/cm2năm) 85,8 Nhiệt độ trung bình năm (oC) 23,4 Số tháng có nhiệt độ > 25oC 05 Số tháng có nhiệt độ < 25oC 03 Phnômpê TP. HCM nh = = ϕ ϕ 10o47' 11o33' = = λ λ 106o40' 104o51' 10.100 155,3 88,9 28,0 12 00 10.000 136,4 111,2 27,6 12 00 Viêng chăn ϕ 18o00' λ 102o34' 9.250 140,5 76,5 25,7 07 00 9.500 130,0 100,0 24,6 06 00

16,6 28,8 1.600 26,4 29,8 1.400 26,2 29,8 1.984 21,7 28,5 1.670

84 82 73 80 80

Nhiệt độ tháng lạnh nhất (oC) 21,7 Nhiệt độ tháng nóng nhất (oC) 29,0 Lượng mưa năm (mm) 1.200 Mùa mưa (từ tháng... đến tháng) V − X V − X V − X V − X V − X Độ ẩm tương đối trung bình năm (%) b) Tính nhiệt đới thể hiện trong hệ quả của tín phong: Tín phong không hề rút khỏi vai trò là một nhân tố thường xuyên ở vùng nhiệt đới; nó phát huy quanh năm thành từng đợt bất liên tục: mùa đông đem lại chế độ khí hậu khá ổn định ở miền Nam và những nhiễu động đặc sắc ở miền Bắc; mùa hè góp phần quan trọng tạo thành các nhiễu động ẩm mang lại lượng mưa phong phú cho cả hai miền. Tín phong ảnh hưởng đến nước ta có 2 loại:

- Tín phong xuất phát từ rìa Tây Nam cao áp cận nhiệt (không khí nhiệt đới biển thực thụ), phát huy tác dụng chủ yếu vào mùa chuyển tiếp và cả trong mùa hè khi gió mùa mùa hạ suy yếu.

c) Tính nhiệt đới biểu hiện ở lớp phủ thực vật: Lớp phủ thực vật của Việt Nam thể

- Tín phong xuất phát từ cao áp phụ Biển Đông (không khí cực đới biến tính đã được nhiệt đới hoá tĩnh lại trên Biển Đông thành không khí nhiệt đới biển, về định nghĩa và hệ quả thời tiết cũng khá phù hợp với tín phong), phát huy xen kẽ với gió mùa cực đới trong mùa đông.

hiện rõ tính nhiệt đới nóng ẩm:

- Nhiều loại cây ở Việt Nam có biên độ sinh thái thích hợp với hoàn cảnh của khí hậu nhiệt đới: tốc độ sinh trưởng nhanh, khắp nơi rừng nhiệt đới xanh tươi rậm rạp và thành phần phức tạp.

- Cây trồng có thể hoàn thành vòng sinh trưởng nhiều lần trong một năm,

d) Tính nhiệt đới nóng ẩm biểu hiện ở mạng lưới sông ngòi và lớp vỏ phong hoá: - Mạng lưới sông ngòi dày đặc (khoảng 0,16km/km2), lượng nước trong hệ

mùa màng phong phú...

thống sông suối lớn.

- Phong hoá hoá học chiếm ưu thế: lớp vỏ pheralít dày hàng chục mét, các kiểu

đất thường gặp hoàn toàn giống các kiểu đất của vùng nhiệt đới ẩm.

Tóm lại, thiên nhiên và cảnh vật Việt Nam đã phản ánh những thuộc tính cơ bản của khí hậu nhiệt đới. Tuy nhiên, tính chất nhiệt đới không còn thuần khiết nữa là do hoạt động của gió mùa ở khu vực Đông Nam á gây nên.

4.3.2 Vai trò của gió mùa trong sự hình thành khí hậu Việt Nam Việt Nam nằm trong khu vực Đông Nam á. Do đó nghiên cứu khí hậu Việt Nam không thể tách rời nghiên cứu đặc điểm của gió mùa ở khu vực Đông Nam á với tất cả cơ chế phức tạp và những biểu hiện đặc sắc của nó trong điều kiện riêng biệt ở Việt Nam.

1) Đặc điểm của gió mùa ở khu vực Đông Nam á

a) Các trung tâm tác động: Để nghiên cứu đặc điểm gió mùa, ta sử dụng các trung tâm tác động trên các bản đồ mùa. Các bản đồ mùa này bao gồm bản đồ mặt đất và các bản đồ trên cao (ở đây chúng ta sử dụng bản đồ AT500).

- ở mặt đất: Về mùa đông: Cao áp Xi bê ri (lục địa châu á) phát triển rất mạnh, áp suất ở vùng trung tâm (Bai can) xấp xỉ 1.035 mb. áp thấp Alêuchiên (Bắc Thái Bình Dương) sâu với áp suất ở vùng trung tâm xấp xỉ 1.002 mb. Cao áp phó nhiệt đới (Tây Bắc Thái Bình Dương) với tâm tại quần đảo Ha Oai tiến gần sát bờ biển Bắc Mỹ. Rãnh thấp xích đạo theo mặt trời chuyển động xuống phía Nam.

Về mùa hạ: áp thấp ấn Độ - Pakitstăng phát triển do nguyên nhân nhiệt lực, có tâm tại Irăng với áp suất thấp hơn 1.000 mb. Cao áp phó nhiệt đới (Tây Bắc Thái Bình Dương) phát triển mạnh với áp suất ở vùng trung tâm xấp xỉ 1.025 mb. Rãnh thấp xích đạo theo mặt trời chuyển động lên phía Bắc.

- ở trên cao: Về mùa đông: Khu vực Đông Nam á tồn tại một rãnh Đông á gần bờ biển châu á. Trên toàn bộ đại lục hoàn lưu gió Tây chiếm ưu thế, trong đó hình thành nhánh dòng chảy xiết phía Nam cao nguyên Tây Tạng.

Về mùa hạ: ở độ cao 5 - 6 km khu vực Đông Nam á tồn tại một lưỡi cao áp cận chí tuyến (trên cao nguyên Tây Tạng hình thành một trung tâm đóng kín). ở độ cao thấp hơn (700 mb, 850 mb) tình hình giống như ở mặt đất.

Từ sự phân bố các trung tâm tác động nêu trên, chúng ta rút ra những nhận xét sau

đây:

- Sự đảo ngược các trung tâm tác động qua các mùa làm cho chế độ gió thay đổi theo mùa trên toàn khu vực Đông Nam á và chế độ gió mùa nói chung là: mùa đông có hướng Đông Bắc gọi là gió mùa Đông Bắc và mùa hè có hướng Tây Nam gọi là gió mùa Tây Nam.

- Gió mùa mùa đông chỉ phát triển đến độ cao vài km, còn gió mùa mùa hạ có thể

lan đến độ cao 4 - 5 km hoặc hơn nữa.

- Sự di chuyển xuống phía Nam của không khí cực đới về mùa đông là do sự kết hợp chặt chẽ giữa hoàn lưu mặt đất và trên cao có sự can thiệp mạnh mẽ của điều kiện địa hình - Cụ thể là rãnh Đông á đưa không khí lạnh ở cực bù lại và nuôi dưỡng cao áp Xêbêri, nhánh dòng chảy xiết phía Nam của đới gió Tây lôi cuốn không khí lạnh xuống phía Nam.

b) Sự tồn tại hai thứ gió mùa mùa đông và hai luồng gió mùa mùa hạ: Dựa vào bản chất của các khối không khí tương ứng (không dựa vào hình thức hướng và vĩ độ luồng gió) có thể phân biệt ra:

- Sự phát triển xa rộng của gió mùa Tây Nam là do sự kết hợp của cơ chế nhiệt lực và cơ chế hành tinh có ảnh hưởng của địa hình - Cụ thể là sự nóng lên và lạnh đi của lục địa vào mùa hè, sự tịnh tiến của đới gió hành tinh về phía bán cầu mùa hạ, cao nguyên Tây Tạng uốn dòng chảy xiết về phía Bắc tạo thành một rãnh động lực thúc đẩy dải hội tụ lên phía Bắc.

- Hai thứ gió mùa mùa đông: gió mùa ngoại nhiệt đới (gió mùa cực đới) và gió mùa nhiệt đới. Gió mùa cực đới là luồng không khí ngoại lai đối với vùng nhiệt đới (khác hẳn tín phong) có nguồn gốc từ cao áp Xêbêri. Gió mùa nhiệt đới bản chất giống tín phong, chỉ có điều nó thoát thai từ không khí cực đới được nhiệt đới hoá trên Biển Đông.

Tính hai mặt này của gió mùa mùa đông là đặc điểm đặc sắc nhất và là nguồn gốc

của những biến động mạnh mẽ của thời tiết mùa đông.

- Hai luồng gió mùa mùa hạ: luồng trên Thái Bình Dương và luồng trên Bắc ấn Độ Dương. Luồng trên Thái Bình Dương có thể xuất phát từ cao áp mùa đông châu úc vượt qua xích đạo đi lên. Luồng trên Bắc ấn Độ Dương có thể là không khí từ xích đạo phía Tây thổi lại khi cao áp Nam ấn Độ Dương chưa phát triển vào đầu mùa; còn giữa mùa thì kết hợp với tín phong Nam bán cầu thổi vào ấn Độ và Đông Nam á.

c) Tính xung của gió mùa và nhân tố gây mưa trong cả hai mùa - Tính xung của gió mùa: Gió mùa thành lập từng đợt: tràn tới mạnh mẽ, rồi yếu dần có khi lui hẳn; rồi lại thành lập đợt sau... Đặc tính này gọi là tính xung của gió mùa.

Về mùa đông: Khi trên cao rãnh Đông á phát triển, tăng cường lấn xuống vùng vĩ độ thấp thì ở mặt đất xuất hiện một lưỡi cao áp và không khí cực đới lấn xuống phía Nam. Khi rãnh Đông á yếu đi thì lưỡi cao áp ở mặt đất cũng yếu dần và không khí cực đới biến tính chuyển dần sang phía Đông, tiếp tục biến tính, tách thành một cao áp và được nhiệt đới hoá thành không khí nhiệt đới Biển Đông. Do vậy, khu vực Đông Nam á trong mùa đông chịu ảnh hưởng của những thời kỳ lạnh (do không khí cực đới) xen kẽ những thời kỳ ấm (do không khí nhiệt đới Biển Đông).

Như vậy, gió mùa mùa hạ được hình thành, một mặt là do không khí Nam bán cầu vượt qua xích đạo dưới tác động của trung tâm phát gió Nam bán cầu (châu úc, Nam ấn Độ Dương) và trung tâm hút gió Bắc bán cầu (áp thấp châu á, rãnh thấp xích đạo), mặt khác là do không khí ở Bắc bán cầu từ vùng xích đạo phía Tây thổi đến.

Ngoài ra, dòng chảy xiết nhánh phía Nam của đới gió Tây cũng góp những nhiễu

động tạo thành các xung nhỏ đưa không khí cực đới xuống phía Nam.

Về mùa hè: Tính xung của gió mùa biểu hiện yếu, chỉ thấy trong quá trình tranh giành ảnh hưởng của gió mùa Tây Nam và tín phong Bắc bán cầu, gây ra những nhiễu động lớn trong mùa.

- Nhân tố gây mưa trong cả hai mùa: Có thể dễ dàng nhận thấy rằng: nhiễu động

Kết quả là trong mùa đông, không khí cực đới luôn luôn được bổ sung, tăng cường sau mỗi thời kỳ tạm suy yếu đi. Điều đó thể hiện rõ tính xung của gió mùa mùa đông.

Về mùa đông: nhiễu động khí quyển có thể là các front cực đới, các đường đứt,

khí quyển đóng vai trò quyết định trong việc hình thành mưa ở khu vực Đông Nam á.

Về mùa hè: nhiễu động khí quyển có thể là các áp thấp nhiệt đới, bão ở Bắc Thái Bình Dương và Biển Đông, các nhiễu động trong đới gió Đông và dải hội tụ nhiệt đới, các nhiễu động do biến tướng của các đường đứt và front cực đới sớm hoặc muộn...

các nhiễu động trên cao trong đới gió Tây...

4.3.3 Gió mùa trong điều kiện Việt Nam và vai trò của nó trong sự hình thành khí

hậu

1) Gió mùa khu vực Đông Nam á Trong khu vực Đông Nam á gió mùa, có thể nhận thấy sự tồn tại các loại gió mùa

sau đây:

a) Gió mùa Đông Bắc á: Mùa đông, gió lục địa bản chất là không khí lạnh và khô từ cao áp Xêbêri có hướng Đông Bắc thổi ra biển. Mùa hạ, gió hải dương bắt nguồn từ rìa Tây cao áp Thái Bình Dương ảnh hưởng đến đất liền theo hướng Đông - Đông Nam. Do vậy, mùa đông lạnh và khô, mùa hè nóng và ẩm. Khu vực ảnh hưởng: Nhật Bản - Triều Tiên.

b) Gió mùa Đông Nam á: Mùa đông, thực chất là tín phong Bắc bán cầu (xuất phát từ cao áp phụ Biển Đông). Mùa hạ, đó là luồng không khí có nguồn gốc từ biển phía Nam lên. Do vậy, mùa đông ấm và khá ổn định, mùa hè dịu mát và ẩm ướt. Mưa tập trung vào mùa hạ. Khu vực ảnh hưởng: Mã Lai - Philíppin.

c) Gió mùa Tây Nam á: Mùa đông, gió có nguồn gốc kết hợp không khí lục địa và không khí trên cao do đới gió Tây hạ thấp, không khí ấm hơn không khí cực đới Xêbêri. Mùa hạ, không khí xích đạo từ ấn Độ Dương thổi vào lục địa nên rất ẩm ướt. Do đó mùa đông hanh khô, mùa hạ nóng ẩm. Khu vực ảnh hưởng: ấn Độ.

2) Gió mùa trong điều kiện Việt Nam Dưới tác động của gió mùa của khu vực, gió mùa ảnh hưởng đến Việt Nam là sự kết hợp đặc sắc của ba loại gió mùa trong khu vực Đông Nam á. Sự kết hợp của ba loại gió mùa này tạo thành một chế độ gió mùa phức tạp trên lãnh thổ Việt Nam.

Về mùa đông: Đất nước ta khi thì chịu ảnh hưởng của gió mùa Đông Bắc á (không

Về mùa hạ: Gió mùa ảnh hưởng đến nước ta có 2 nguồn gốc: gió mùa Tây Nam á

khí cực đới biến tính), khi thì chịu ảnh hưởng của gió mùa Đông Nam á (tín phong).

(vào nửa đầu mùa) và gió mùa Đông Nam á (vào nửa cuối mùa).

3) Vai trò của gió mùa trong việc hình thành khí hậu Việt Nam Trong điều kiện Việt Nam, gió mùa giữ vai trò rất quan trọng trong việc hình thành và phân hóa khí hậu. Tác động của gió mùa đến khí hậu được thể hiện ở các mặt sau đây:

Như vậy cơ chế gió mùa trong năm rất phức tạp và khác nhau về nguồn gốc song sự chênh lệch về tính chất của nó trong mùa hè không sâu sắc bằng mùa đông, quanh năm giàu nhiễu động như front, đường đứt, dải hội tụ, áp thấp nhiệt đới, bão... tạo điều kiện giải phóng tiềm lượng ẩm lớn.

- Gió mùa khơi sâu nhịp điệu biến đổi mùa - Sự phân hoá theo mùa của khí hậu

thể hiện rất đậm nét:

+ Khắp nơi trên toàn lãnh thổ phân biệt rõ mùa khô và mùa mưa: mùa mưa trùng với mùa gió mùa mùa hạ; mùa khô trùng với mùa gió mùa mùa đông. Riêng Trung Bộ mùa mưa lại lệch về đầu mùa đông - Điều đó được cắt nghĩa bởi điều kiện địa hình và vị trí địa lý của Trung Bộ.

+ Phần phía Bắc, gió mùa đã đem lại một mùa đông lạnh dị thường, một ngoại lai của vùng nhiệt đới. Sự hạ thấp nền nhiệt độ mùa đông đã quyết định nhiều sự biến dạng

trong thiên nhiên nhiệt đới và xuất hiện một kiểu cảnh quan với dấu hiệu xen kẽ có tính chất phi nhiệt đới.

+ Sự phân hoá theo mùa đã quyết định nhịp điệu của các quá trình tự nhiên và sản xuất: mực nước sông ngòi lên xuống rõ rệt theo mùa, lượng nước tập trung vào mùa lũ đe doạ úng lụt, sản xuất có thời vụ rõ rệt - thời vụ này không những phụ thuộc vào mặt trời mà còn phụ thuộc vào điều kiện nguồn nước và đặc điểm của biến động thời tiết nữa.

- Gió mùa là nhân tố chủ yếu quyết định sự phân hoá theo vùng của khí hậu, đặc

biệt là sự khác biệt khí hậu giữa phần lãnh thổ Bắc và phía Nam:

+ Phần lãnh thổ phía Bắc (từ vĩ độ 16 - 18o trở ra): tồn tại gió mùa cực đới quy định một mùa đông lạnh khác thường, đem lại dạng nhiễu động dị thường, ngoại lai đối với vùng nhiệt đới - đó là front cực đới gây mưa đáng kể vào mùa đông.

+ Phần lãnh thổ phía Nam (từ vĩ độ 18o trở vào): không khí cực đới không ảnh hưởng, gió mùa mùa đông chính là tín phong Bắc bán cầu, thiếu nhiễu động gây mưa nên mùa đông ổn định và khô hạn.

- Gió mùa tác động qua lại mạnh mẽ với tín phong (gió chính của vùng nhiệt đới).

Tác động này đa dạng trên toàn lãnh thổ:

+ ở phần lãnh thổ phía Nam: Gió mùa đồng nhất với tín phong (gió mùa của

đới) nên tình hình không có gì phức tạp.

+ ở phần lãnh thổ phía Bắc: Mùa đông, luôn có sự tranh giành ảnh hưởng của tín phong và gió mùa cực đới, do đó thể hiện tính biến động mạnh mẽ: xen kẽ thời tiết lạnh khác thường của gió mùa cực đới và thời tiết ấm áp của tín phong. Mùa hạ, cũng xảy ra sự tranh giành ảnh hưởng của gió mùa mùa hạ và tín phong xảy ra ở dải hội tụ - đó là nguyên nhân gây mưa mùa hạ.

- Trong điều kiện một bán đảo hẹp tiếp giáp nhiều với biển nên: + Các luồng gió mùa bảo toàn được tính chất hải dương rõ rệt, không làm giảm sút một cách đáng kể mức độ ẩm ướt của không khí (hoàn lưu Tây Nam khô nóng được cắt nghĩa bằng nguyên nhân địa hình).

+ Hoạt động của bão khá thường xuyên với cường độ khá mạnh trên phạm vi toàn lãnh thổ (trừ một số vùng núi nằm quá sâu trong đất liền ở khu vực Việt Bắc, Tây Bắc mới không bị ảnh hưởng).

+ Vai trò của Vịnh Bắc Bộ và các dòng hải lưu chảy qua bờ biển nước ta: Vịnh Bắc Bộ với áp thấp mùa đông là nguyên nhân tăng mưa và sương mù ở vùng ven biển và làm biến tính không khí qua nó. Bên cạnh đó, có thể ví áp thấp Bắc Bộ (áp thấp lục địa) vào mùa hè như một cái túi với các đường đẳng áp biến động mạnh mẽ, có tác dụng chuyển gió Tây Nam khô nóng thành gió Đông Nam qua vịnh Bắc Bộ, mang luồng không khí mát ẩm vào Bắc Bộ và gây ra những nhiễu động khí quyển tạo điều kiện cho mưa rào mùa hè.

Dòng biển lạnh chảy trong vịnh Bắc Bộ từ Bắc xuống Nam góp phần làm giảm thấp nhiệt độ vùng ven biển (nhất là ở phần phía Bắc). Đặc biệt về mùa đông nó lại đóng vai trò quan trọng trong việc hình thành mưa phùn ở Bắc Bộ (do Cvnc > Cvkk nên khi nhiệt độ tăng vào thời kỳ cuối đông thì nhiệt độ nước biển còn thấp hơn nhiệt độ

không khí (Tnc < Tkk) nên khi không khí chuyển động trên mặt đệm có nhiệt độ thấp hơn dễ dàng đạt tới trạng thái bão hoà, kết quả là khi đi đến đồng bằng Bắc Bộ cho mưa phùn).

- Các luồng gió mùa và các nhiễu động trong cơ chế gió mùa chịu ảnh hưởng

mạnh mẽ của điều kiện địa hình.

+ ảnh hưởng của địa hình đối với gió mùa: trên phần lãnh thổ phía Bắc hướng các dãy núi chủ yếu là Tây Bắc - Đông Nam và phía Nam núi và cao nguyên chuyển dần theo kinh tuyến và có nhiều nhánh đâm ra biển. Do đó: Vào mùa đông, phần lãnh thổ phía Bắc điều kiện địa hình tạo điều kiện thuận lợi cho sự xâm nhập của gió mùa cực đới và tín phong đóng vai trò phụ; phần phía Nam thì tình hình ngược lại. Vào mùa hè, ảnh hưởng của địa hình không phát huy nhiều lắm: đầu mùa, địa hình ảnh hưởng đến sự biến tính của không khí có nguồn gốc biển phía Tây Nam, tạo gió Tây Nam khô nóng; đến giữa mùa, khi gió mùa cực đại thì ảnh hưởng của địa hình không đáng kể.

+ ảnh hưởng của địa hình đến các nhiễu động trong cơ chế gió mùa: Điều kiện địa hình và đặc biệt là dạng địa hình địa phương ảnh hưởng đặc biệt đến các nhiễu động khí quyển. Nói chung, tất cả các nhiễu động gây mưa đều tăng cường mức độ khi gặp các dạng địa hình ngăn chặn. Do vậy, tất cả các trung tâm mưa lớn ở Việt Nam đều có thể cắt nghĩa được bởi sự tác động qua lại giữa điều kiện địa hình địa phương và điều kiện hoàn lưu với các nhiễu động trong cơ chế gió mùa.

Tóm lại: Chúng ta có thể phân chia khí hậu lãnh thổ Việt Nam thành 4 miền khí

hậu riêng biệt:

1/ Miền khí hậu phía Bắc: Có mùa đông lạnh, tương đối ít mưa và nửa cuối mùa

rất ẩm ướt; mùa hạ nóng và nhiều mưa - khí hậu nhiệt đới gió mùa có mùa đông lạnh.

2/ Miền khí hậu Đông Trường Sơn: Có chế độ khí hậu dị thường của khí hậu nhiệt

đới gió mùa với đặc trưng khí hậu chủ yếu là mùa mưa - ẩm lệch hẳn về mùa đông.

3/ Miền khí hậu phía Nam: Có khí hậu gió mùa nhiệt đới cận xích đạo, có 2 mùa khô - ẩm với nền nhiệt độ cao quanh năm; mùa khô và mùa mưa tương phản sâu sắc phù hợp với mùa gió.

4/ Miền khí hậu Biển Đông: Có khí hậu mang tính chất gió mùa nhiệt đới hải

dương khác nhiều với khí hậu trong đất liền và khí hậu ven bờ.

Đặc điểm khí hậu của các miền khí hậu trên phần lãnh thổ lục địa đã được đề cập nhiều. Trong phạm vi và khuôn khổ của chương trình, chương VI và VII sẽ trình bày riêng về trạng thái thời tiết và chế độ khí hậu của khu vực Biển Đông.

CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG IV

1) Cơ sở để mô tả hoàn lưu thực tế trên trái đất là gì, tại sao ? 2) Các kiến thức cơ bản về xoáy thuận nhiệt đới và bão ? Các điều kiện cơ bản

thuận lợi để hình thành ATNĐ và bão ?

3) Quá trình ảnh hưởng của các khối không khí đến Việt Nam ? 4) Thuộc tính nhiệt đới của khí hậu nhiệt đới gió mùa ở Việt Nam ? 5) Vai trò của gió mùa trong việc hình thành khí hậu Việt Nam ?

6) Các nguyên nhân cơ bản để hình thành áp thấp xích đạo, cao áp cận nhiệt, cao áp lục địa và áp thấp trên biển vào mùa đông, áp thấp lục địa và cao áp trên biển vào mùa hè. Với các cơ cấu khí áp này có thể hình thành loại hoàn lưu nào, ở đâu ?

CHƯƠNG V TƯƠNG TÁC BIỂN – KHÍ QUYỂN 5.1 Hệ thống biển – khí quyển với các quy mô tương tác

5.1.1 Hệ thống biển – khí quyển là gì 1) Khái niệm: Hệ thống được xem như là sự tổng thể của các đối tượng tương tác

lẫn nhau trong một tập hợp.

- Bản thân khí quyển cũng như đại dương tồn tại các hệ thống riêng của mình với các quy luật chung và riêng biệt do đặc thù của hai môi trường nước và khí. Hệ thống hoàn lưu khí quyển làm nhiệm vụ phân phối nhiệt bức xạ cho các vùng vĩ độ, độ cao khác nhau. Hệ thống hoàn lưu đại dương truyền tải và lưu giữ nhiệt cho các đại dương, cung cấp trao đổi năng lượng với khí quyển qua bề mặt tiếp xúc nhau.

2) Bản chất của hệ thống đại dương – khí quyển: là quan hệ tương tác liên tục theo không gian và thời gian. Quan hệ tương tác này được thể hiện qua các quá trình trao đổi năng lượng xoáy, rối giữa hai môi trường nước và khí. Quy mô của mối quan hệ này khác nhau ở từng vĩ độ, độ cao và có mức độ ổn định cũng rất khác nhau. Bảng 1: Qui mô chuyển động của khí quyển và đại dương (theo Poller)

- Hệ thống biển và khí quyển là tập hợp của nhiều yếu tố và nhiều mắt xích của các yếu tố đó với nhau.Ta xem xét biển và khí quyển là một hệ thống mà liên tục xảy ra các mối quan hệ tương hỗ, tương tác lẫn nhau của nhiều đối tượng. Mối quan hệ tương tác có tính chất hoàn ngược (có hoàn ngược dương, có hoàn ngược âm).

Độ

Qui mô

Đặc tính chuyển động

Thời gian

trải rộng của qui mô (km)

động

Chuyển

tại

Qui

mô

≤ 0,1

Tồn trong vài phút

nhỏ

rối (trao đổi phân tử trên bề mặt biển)

Qui mô đối

Chuyển động mạnh

Từ vài phút

0,1 – 10

lưu

đến giờ

Qui

mô

Thể

chuyển

Tồn tại vài

10 – 100

vừa

theo phương thẳng đứng hiện động có hướng

giờ

Tạo

thành

Tồn tại vài

100

–

Qui

mô

ngày

1000

synốp

xoáy thuận, xoáy nghịch theo độ cao

mô

≥ 1000

Qui hành tinh

Tạo thành hoàn lưu tựa dừng, sóng hành tinh

Tồn tại vài tuần đến hàng tháng

Như vậy tại lớp phân cách khí quyển và nước tồn tại các dòng khí tác động tương tác thông qua sự trao đổi năng lượng của các dòng động lượng, nhiệt và ẩm. Các quá trình này là cơ sở để tạo hoàn lưu khí quyển và hoàn lưu nước. 3) Các thành phần của hệ thống biển – khí quyển

Sơ đồ mô tả quan hệ giữa các thành phần của hệ thống biển – khí quyển (theo

Adem)

Bức xạ sóng ngắn & sóng dài

Hơi nước & các

Mây

loại khí, bụi

Giáng thủy

Nhiệt từ các quá trình ngưng kết

Gió ngang

Quá trình bình lưu

Nhiệt độ

Hệ số rối

Xáo trộn ngang

Nhiệt độ lưu

Thay đổi tiềm nhiệt

Nhiệt hấp thụ của bề mặt

Bốc hơi bề

Quá trình bình

Dòng chảy mặt

Nhiệt độ bề

lưu và thay đổi

Nhiệt độ nước

Tích tụ nhiệt của

Hệ số xáo trộn

Xáo trộn ngang

Bức xạ sóng

Albedo

Albedo mặt biển

Dòng theo

Dòng nước

Điều kiện

Độ phủ mặt tháng

Từ sơ đồ trên ta nhận thấy: biển – khí quyển có chung nguồn gốc cung cấp năng lượng là bức xạ mặt trời và cả hai hệ biển và khí quyển đều cú chung những quy trình vật lý và các quy trình vật lý này có quan hệ tương hỗ lẫn nhau.

Điều khác nhau cơ bản là bản chất của hai môi tường nước và không khí: do sức ỳ của môi trường nước lớn hơn rất nhiều so với môi trường khí vì vậy các quy trình vật lý xảy ra trong môi trường nước bao giờ cũng chậm hơn, tính bất ổn định trong môi trường khí luôn luôn cao hơn so với môi trường nước. 4) Tương tác biển – khí quyển trên quy mô lớn Biển và khí quyển đều có chung nguồn năng lượng mặt trời thông qua các tia bức xạ điện từ. Để có thể hiểu được nguồn năng lượng này phải tìm hiểu thông quá trình cân bằng bức xạ trên toàn bộ hành tinh mà chúng ta đang sinmh sống. nguồn năng lượng bức xạ này là nguyên nhân của các quá trình hoàn lưu trong khí quyển và đại dương. Hoàn lưu khí quyển và hoàn lưu nước đại dương, hai hệ thống hoàn lưu này hoạt động theo các chu trình độc lập song mối quan hệ tương tác giữa hai hệ thống này tạo ra quan hệ hệ thống khép kín quy mô lớn làm tiền đề phát triển các đối tượng trong đó.

Các nội dung về bức xạ mặt trời đã được nghiên cứu ở phần trước, ở đây ta sẽ xem xét hai quá trình: hoàn lưu khí quyển và hoàn lưu đại dương để bổ sung cho các nhận thức về quan hệ tương tác biển – khí quyển trên qui mô lớn.

a) Hoàn lưu chung khí quyển trong mối quan hệ tương tác với đại dương: Quá trình phân bố nhiệt trong khí quyển và đại dương diễn ra khá phức tạp. Trong giới hạn tầng đối lưu sát với bề mặt đại dương hầu như chỉ có quá trình đối lưu. Trong tầng đối lưu chuyển động của các khối không khí chủ yếu thông qua các

quá trình đối lưu theo phương thẳng đứng với bốn loại đối lưu cơ bản:

- Đối lưu tầng nông: quá trình đối lưu này chủ yếu là từ dạng năng lượng nhiệt trực tiếp, một phần nhỏ từ các quá trình bốc hơi, đám mây tích và truyền tải năng lượng cho lớp dưới của tầng đối lưu

- Đối lưu mây vũ: quá trình đối lưu này sản sinh ra toàn bộ năng lượng nhiệt cho

cả tầng đối lưu truyền tải năng lượng cho các vùng vĩ độ cao và vĩ độ thấp.

- Đối lưu quy mô lớn: truyền tải năng lượng nhiệt từ vùng vĩ độ thấp đến vùng vĩ độ cao. Trong quá trình truyền nhiệt tạo ra các vùng áp thấp, các vùng xoáy nghịch trong khu vực vĩ độ trung bình. Quá trình đối lưu này cũng xáo trộn các lớp khí quyển theo phương ngang.

- Đối lưu quy mô mezo: quá trình đối lưu này là kết quả liên kết các khu vực đối lưu nông do sự phân bố mật độ không khí không đều và do sự khác nhau về độ nhám bề mặt giữa hai môi trường nước và khí quyển quyết định.

Như chúng ta đã biết, nhiều tác giả đã đưa ra bức tranh về hoàn lưu chung khí

quyển có gắn kết với bề mặt đệm là đại dương và biển cả.

b) Hoàn lưu đại dương và quan hệ tương tác với hoàn lưu khí quyển: - Hoàn lưu nước đại dương là thể hiện kết quả của quá trình vận chuyển năng lượng. Quá trình vận chuyển năng lượng theo phương ngang ( bình lưu ) tại vùng nhiệt

đới, xích đạo lên các vùng cực có tác động quan trọng đối với khí hậu. Tuy nhiên xác định lượng ( quá trình vận chuyển năng lượng đó là rất khó vì không đo đạc trực tiếp được, các phần năng lượng này . Công việc này đòi hỏi phải có mạng lưới đo dòng chảy đủ lớn và rất tốn kém. Vì vậy cần phải có biện pháp thay thế thong qua tính toán gián tiếp từ dòng chảy và nhiệt độ để suy ra vận chuyển nhiệt trên cơ sở của phương pháp cân bằng năng lượng trong hệ thống: mặt trời – trái đất hoặc đại dương.

Quá trình trao đổi năng lượng nhiệt trong hệ thống khí quyển – đại dương được

R

r F

=

.∇−

E ∂ t ∂

mô tả bằng phương trình cân bằng năng lượng viết cho một vùng như sau:

E ∂ t ∂ R : nguồn bức xạ mặt trời của các tia tới biên giới trên khí quyền, .∇ : dòng năng lượng xuất ra từ vùng đó của quá trình vận

: đặc trưng cho quá trình biến đổi năng lượng theo thời gian, Trong đó :

r F

trong hệ đại dương – khí quyển.

chuyển - Cơ chế vận chuyển trong đại dương: Cơ chế chuyển động năng lượng theo kinh hướng có vai trò quan trọng trong điều phối khí hậu của hành tinh. Cơ chế chuyển động đó được hình thành dưới dạng các hệ dòng chảy biển. Tuy nhiên để đánh giá được hệ dòng chảy nào đóng góp được nhiều nhất vào chu trình vận chuyển đó là một việc làm khó. Ở đây ta chỉ xét đến vai trò của các dạng hoàn lưu cơ bản nhất, đó là hệ dòng chảy theo cơ chế biến động nhiệt, muối, các xoáy nhiễu động và hệ dòng chảy gió. Hệ dòng chảy gió sẽ được nghiên cứu kỹ hơn ở phần sau và xem đó như là hệ quả của quan hệ tương tác biển - khí quyển.

Hai hệ dòng chảy Gulf stream và dòng chảy Kuroshio có vai trò quan trọng trong việc chuyển năng lượng kinh hướng trong đại dương. Có thể ước lượng dòng nhiệt hướng lên cực của dòng Gulf stream bằng cách xét tích của dòng khối lượng của nước (tích vận tốc của dòng chảy với diện tích tiết diện ngang của nước và mật độ nước) và hiệu nhiệt độ giữa Gulf stream và nhiệt độ gần bề mặt trung bình ở cùng vĩ độ.

Ví dụ: Dòng Gulf stream rộng 60 km, ở độ sâu 500 m và vận tốc trung bình 1

m/s, mật độ nước 103 kg/m3 thì khối lượng dòng nhiệt sẽ là:

103 (kg/m3) × 600 (m) × 500 (m) × 1 (m/s) = 3,0 × 1010 (kg/s).

5.2 Lớp biên sát mặt biển – Các đặc trưng động lực của lớp biên

Trong phần này ta xem xét quan hệ tương tác giữa hai môi trường nước và không khí trong quy mô hẹp và lớp sát mặt biển. Lớp sát mặt biển theo quy mô tương tác này có độ cao khoảng 50 m trên mặt biển, còn gọi là lớp ma sát. Lớp ma sát này có thể là phần phía dưới của lớp biên hành tinh. 5.2.1 Các đặc trưng của lớp ma sát 1) Độ cao lớp ma sát hs là:

(5.2) hs ≈

1 Δ τ ⋅ ρ 1 ∂ τ z∂ ρ

2

1 −

cm

s

10

/

≈

⋅

Trong đó: ρ = 1,3.10-3g/cm3 (mật độ không khí)

∂ τ ∂ z

Δτ ≈ 10-1τ ; τ = 0.5 ÷ 5 dyn/cm2 1 ρ

Từ các bậc đại lượng trên, độ cao lớp ma sát hs ≈ 50 m (10 m ÷ 50 m). 2) Các đặc trưng đặc biệt của lớp ma sát:

Vì quy mô tương tác được giới hạn trong vùng nhỏ, tác động của lực Cơriolis xem như là không đáng kể so với bậc đại lượng của các yếu tố khác. Dao động trong lớp ma sát này chủ yếu là các dao động rối theo phương thẳng đứng. Các nhiễu động khí quyển đặc biệt không được xem xét đến trong hoạt động tương tác tại lớp ma sát. Như vậy, trong bản thân lớp ma sát, vai trò phân tầng mật độ hầu như rất nhỏ và có thể bỏ qua khi xây dựng mô hình tương tác. Với độ chính xác nào đó, các nghiên cứu cho thấy rằng các dòng rối nhiệt, ẩm trong lớp ma sát có đại lượng không đổi theo phân bố thẳng đứng.

Trong lớp ma sát quá trình tương tác được xét đến một cách tổng thể; không đi sâu xem xét các đặc trưng của lớp màng mỏng phần tử ngăn cách giữa hai môi trường. Độ dày lớp màng này chỉ vào khoảng 1,5 mm, trong đó phần màng mỏng phía nước chỉ vào khoảng 0,5 mm, còn phần màng mỏng phía khí quyển là 1,0 mm. Đôi khi người ta còn gọi lớp màng này là lớp màng phân tử vì quá trình trao đổi năng lượng ở đây là quá trình trao đổi năng lượng phân tử.

Để mô tả được các đặc trưng chuyển động rối trong lớp ma sát người ta sử dụng

phương pháp tương tự của Monhin – Obukhop.

3) Lý thuyết tương tự:

Trong phạm vi tầng ma sát, tầng mặt đệm tồn tại hai lực tác động trực tiếp tới chuyển động rối đó là lực cơ học và nhiệt học; vì vậy các tham số động học thay đổi khá nhanh xung quanh các giá trị trung bình của chúng. Từ đó nảy sinh ra phương pháp đặc trưng dựa vào tỷ lệ của hai loại lực tác động này.

−

Năm 1954, Monhin – Obukhop đã đưa ra lý thuyết tương tự với hai tham số độc lập với độ cao trong lớp mặt đó là tham số về tốc độ và độ dài. Tốc độ được chọn là tốc độ động lực u* và độ dài L. Trong đó L là đại lượng phụ thuộc vào dòng nhiệt H và tốc độ động lực u*. Về mặt số, L thường nhỏ; vào thời kỳ quá trình đối lưu mạnh L có giá trị âm (– 10 m); vào thời kỳ có gió nhẹ, kèm theo một lượng nhiệt bức xạ nào đó, L có giá trị âm (– 100 m), tương ứng với quá trình xáo trộn rối của vùng đang xem xét; vào ban đêm dòng nhiệt có hướng đi xuống, khi có gió nhẹ, giá trị L nhỏ và có dấu dương.

Z L

Người ta sử dụng tỷ lệ để đại diện cho tỷ lệ quan hệ giữa hai đại lượng nhiệt

−

sinh ra do quá trình đối lưu rối và đại lượng đặc trưng cho quá trình cơ học xáo trộn

Z L

rối vào ban ngày; vào ban đêm, tỷ lệ đặc trưng cho quá trình rối có phân tầng. Tỷ

−

Z L

−

lệ có ý nghĩa cũng như giá trị tương tự như số Richardson (Ri). Theo Monhin –

Z L

−

như sau: Obukhop, ta có thể mô tả tỷ lệ

Tính chất chuyển động

Z L Tỷ

lệ âm

Đối lưu nhiệt chiếm ưu thế

lớn

Tỷ

lệ âm

Chuyển động rối cơ học chiếm ưu thế

nhỏ

lệ

Chỉ có chuyển động rối cơ học Chuyển động rối cơ học nhỏ kết hợp với tác động của phân

tầng nhiệt

lệ

Tính cơ học rối giảm mạnh do tác động của quá trình phân

0 (zero) Tỷ dương nhỏ Tỷ dương lớn

tầng nhiệt

−

Z L

Tỷ lệ gọi chung là tỷ lệ Monhin – Obukhop, đặc trưng của lý thuyết tương

tự.

4) Các tham số cơ bản trao đổi năng lượng trong hệ tương tác biển – khí

quyển:

P

v

+∇−Κ×Ω=

- Thông thường để mô tả các quá trình trao đổi rối trong lớp ma sát mặt biển người ta sử dụng mô hình lý tưởng với lớp ma sát gần như đúng với điều kiện thực của lớp khí quyển sát mặt biển. Sử dụng các biểu thức tựa tĩnh để mô tả chuyển động trung bình theo phương nằm ngang có dạng như sau:

dv dt

1 P

τ1 ∂ zP ∂

(5.3)

u

v

w

+

=

+

+

Trong đó:

∂ y ∂

∂ z ∂

j

i

=∇

+

(5.3’)

. vj

. + ui

∂ x ∂ ∂ y ∂ là véc tơ tốc độ gió theo phương ngang.

+

=r v Ω : Tham số Cơriolis, Ω = 2ω sinϕ ; P: khí áp, ϕ : là vĩ độ, ω : tốc độ góc quay trái đất. : thành phần ứng suất rối: i = ττ x

j τ y

′ ′ wuP

với: i, j, k véc tơ đơn vị tương ứng với các trục x, y, z. t là thời gian ; d ∂ dt ∂ τ ∂ x ∂

xτ = –

P γ

′ ′ wvP

+ (5.3’’)

P γ

yτ = –

u ∂ z ∂ v ∂ z ∂ Pγ: hệ số nhớt rối là hàm số của tốc độ động lực u* và độ dài rối L:

+

Pγ = f(u*, L và hệ số nào đó)

′ ′ wuP

thể bỏ qua. Các thành phần ứng suất rối

, Đối với quy mô tương tác nhỏ, đại lượng liên quan tới thành phần Cơriolis có yτ trong lớp ma sátđược tính bằng 20% xτ , thành phần ứng suất gió trên lớp bề mặt khi bỏ qua các thành phần dao động xung quanh so với giá trị trung bình ( ′ ′ wvP

z oz

U(z) = (5.4) ). Theo đánh giá bậc tham số của lý thuyết tương tự, kết quả đã đưa ra biểu thức xác định đại lượng U tốc độ chuyển dộng trong lớp ma sát có độ cao hs trong môi trường khí không phân tầng như sau: v ln* χ

τ ρ

; χ = 0,4 (hệ số Karman) zo << z << │L│ ; v* là tốc độ động lực, v* =

- Quá trình chuyển giao nhiệt trong lớp ma sát được mô tả bằng phương trình

)

q

∂

R

cân bằng nhiệt:

1 CpP

(q + θ z ∂

dθ dt

= (5.5)

Trong đó: θ: nhiệt độ thế vị; P : khí áp; Cp: nhiệt dung đẳng áp;

qR ∂ z ∂

qR: dòng nhiệt bức xạ, bậc đại lượng vào khoảng 1º/giờ và bỏ qua

Từ các điều kiện trên, trong lớp ma sát có độ dày hs có thể rút ra biểu thức xác

)

(

−′

=

+

⋅

CTwCH ρ

ρχ H

p

γ a

p

−′

≈

CTwCH ρ

định dòng nhiệt H như sau:

p

ρχ H

p

T ∂ z ∂ θ ∂ z ∂

(5.5’)

χH : hệ số truyền nhiệt phân tử, γa: gradien nhiệt độ đoạn nhiệt khô, ρ : mật độ không khí.

Trong đó: Từ các biểu thức gần đúng trên, ta có thể đưa đến biểu thức xác định biến đổi của

ln

nhiệt độ thế vị θ(hs):

1 χ

z oz

(5.5”) θ(z) – θ(zo) =

−

- Quá trình trao đổi ẩm trong điều kiện không có biến đổi pha xác định tương tự như trong điều kiện xác định dòng nhiệt ở trên và được mô tả bằng phương trình:

dq dt

E ∂ z ∂

1 ρ

= (5.6)

Độ ẩm là nguồn năng lượng duy trì quá trình trao đổi năng lượng trong lớp ma sát tiếp giáp giữa hai môi trường. Bậc đại lượng của độ ẩm E vào khoảng 10-6 – 10-5 g/cm2.s tương ứng với độ cao lớp ma sát 10 – 100 m. Độ ẩm E được xác định theo quy luật loga:

ln

z oz

1 χ - Trên thực tế tính toán các tham số thông lượng nhiệt, ẩm thường sử dụng các

(5.6’) E(z) – E(zo) =

biểu thức sau:

= ρ Km u2

ρ H = Kh u (θ – θo)

ρ E =

Đối với các thành phần ứng suất ma sát: τ Đối với thành phần nhiệt: Đối với thành phần ẩm: Ke u (q – qo) Trong đó: Km, Kh, Ke là hệ số ma sát, hệ số nhiệt và hệ số bốc hơi. Các công thức trên chỉ đúng cho các độ cao 2 – 10 m trên mặt biển trong điều kiện thời tiết bình thường. Quá trình phát triển tương tác động lực trong lớp ma sát được xác định thông qua 3 tham số ứng suất ma sát, thông lượng nhiệt, ẩm. Các tham số động lực này mới chỉ đề cập trong giới hạn chung nhất của lớp tiếp giáp giữa hai môi trường nước và khí quyển. Các biểu thức xác định các tham số này chỉ mang tính chất gần đúng theo quy luật loga.

Quá trình trao đổi năng lượng trong lớp ma sát gồm lớp phía trên của mặt đại dương và lớp phía dưới của tầng đối lưu thông qua các chuyển động rối. Thực ra quá trình động lực tại lớp ma sát rất phức tạp, phụ thuộc nhiều vào độ nhám bề mặt đệm, tính chất phân tầng của khí quyển và độ cao của lớp ma sát. 5.3 Gió và dòng chảy gió trong lớp biển – khí quyển

Trong phần này ta xét đến hiệu ứng của gió và một trong các hệ quả của sự

tương tác biển - khí quyển là dòng chảy gió.

Quan hệ tương tác giữa đại dương và khí quyển hình thành các hoàn lưu khí quyển, hoàn lưu nước theo các quy mo khác nhau và có tác động trực tiếp tới quá trình phân phối trao đổi nhiệt, duy trì, phát triển chế độ khí hậu trên hành tinh mà chúng ta đang sống. Hệ quả của quá trình tương tác giữa biển - khí quyển là sóng và dòng chảy trong lớp ma sát hay là lớp hoạt động trong moi trường nước.

Sự hình thành gió trong lớp biên nói riêng hay ở lớp dưới của tầng đối lưu nói chung đã được nghiên cứu ở các phần trước. Ở đây chỉ tập trung nghiên cứu một số đặc điểm của gió ở lớp ma sát, lớp phân cách giữa hai môi trường không khí và nước. Mặt khác khi xem xét đến dòng chảy gió, ta xem dòng chảy gió là một trong những hệ quả quan trọng của quan hệ tương tác trong hệ biển - khí quyển, ta sẽ tập trung kỹ hơn về phương pháp đánh giá, tính toán dòng chảy trong các điều kiện đơn giản.

5.3.1 Tác động gió trên bề mặt biển Gió trên mặt biển ở đây được xem xét trên mặt đẳng áp 1000 mb và lớp ma sát mà ta đang nghiên cứu nằm trong sự tác động của hệ thống gió này. Quá trình trao đổi năng lượng thông qua phần động năng từ phía khí quyển chuyển cho đại dương và ngược lại năng lượng gián tiếp qua bốc hơi, các dòng nhiệt từ biển và đại dương chuyển lại cho khí quyển. Các hoàn lưu nước do gió hình thành nên là những ví dụ cho sự tác động của gió đối với lớp ma sát bề mặt biển.

Trường gió có thể tính trực tiếp từ trường áp qua công thức địa chuyển. Tốc độ gió phụ thuộc vào gradient khí áp, lực quay của trái đất, lực ly tâm và lực ma sát. Đối với các vùng vĩ độ thấp, tính toán gió theo công thức địa chuyển thường cho ra các kết quả không ổn định; tính toán gió theo các mô hình số trị cho các kết quả tốt hơn, đặc biệt đối với các loại hình khí áp ổn định trong gió mùa. Đối với các vùng ven bờ, các tính toán gió cần có sự bổ sung của các trạm đo gió ven bờ. Trong điều kiện có bão, ATNĐ để xác định gió người ta thường sử dụng phương pháp thực nghiệm.

Như vậy, khi tính toán gió trên bề mặt biển ta cần chú ý đến 2 loại số liệu: số liệu tính toán theo trường mặt rộng và số liệu quan trắc đo đạc tại các điểm cố định, đồng thời cần quan tâm đến các phương pháp xử lý số liệu, quy số liệu về cùng một hệ thống đơn vị, đọ cao...,

5.3.2 Các đặc trưng chế độ gió - Tốc độ gió trung bình chỉ cho ta về cường độ gió, được tính theo công thức tính

n

1

=v

i∑ v n

trung bình số học của tốc độ gió trong tập số liệu:

- Tần suất gió theo 8 hoặc 16 hướng và tần suất lặng gió được tính theo công

100

thức:

T j T

(T là thời gian thống kê gió) P% =

- Phân bố gió các cấp : Xác định bằng hàm phân bố tốc đọ gió. Hàm phân bố phù

1 −

exp

hợp nhất đối với số liệu gió là hàm Weibull :

v β

⎛ v γ ⎜⎜ ββ ⎝

γ ⎞ ⎟⎟ ⎠

⎛ ⎜⎜ ⎝

γ ⎞ ⎟⎟ ⎠

⎡ - ⎢ ⎢ ⎣

⎤ ⎥ ⎥ ⎦

exp

+ Hàm mật độ : f(v) =

v β

⎛ ⎜⎜ ⎝

γ ⎞ ⎟⎟ ⎠

⎡ - ⎢ ⎢ ⎣

⎤ ⎥ ⎥ ⎦

+ Hàm tích lũy xác suất: f(v) = 1 −

với : v ≥ 0 ; β > 0 ; γ > 0

Tham số β, γ được ước lượng bằng phương pháp xác suất cực đại - Phân loại trường gió: Để phân loại trường gió phải căn cứ vào các tham số thống kê của trường áp trên mặt biển. Các loại trường áp điển hình được phân loại theo các tiêu chuẩn định trước. Phân loại trường áp có thể thực hiện bằng các phương pháp khác nhau như: phương pháp lý thuyết nhận dạng theo mẫu và phương pháp phân loại tự nhiên theo các dấu hiệu di chuyển của các khối không khí chi phối ở vùng biển đó.

Khi xem xét đánh giá trường gió ta cần chú ý tới trường gió trung bình đặc trưng

và phân bố tốc độ gió cực đại.

- Tác động trường gió trên biển: Gió đóng vai trò quyết định đối với các quá trình lan truyền ô nhiễm trên biển, gió là nguồn năng lượng chính cho các quá trình

động lực khác ở lớp ma sát bờ mặt biển như dòng chảy và sóng. Trong phạm vi nghiên cứu ta chỉ xem xét đến quá trình hình thành và phát triển của dòng chảy gió

5.3.3 Lý thuyết Ecman về dòng chảy gió - Trong trường hợp đơn giản xác định dòng chảy gió với các điều kiện: gió ổn định cả về hướng, tốc độ và tác động trong khoảng thời gian xác định tại vùng biển đó. Lực ma sát mặt thông qua các ứng suất gió là lực duy nhất gây nên dòng chảy gió. Ecman đã sử dụng phương trình Navie – Stoc làm hệ phương trình xuất phát. Hệ toạ đọ được chọn sao cho mặt phẳng xoy trùng với mặt biển, trục oz có hướng thẳng đứng xuống dưới.

vf - =

K v

vf =

+

K v

Hệ phương trình chuyển động tính toán dòng chảy gió cho các vùng biển sâu vô

v ∂ z ∂ u ∂ z ∂

1 P ∂ y ∂ ρ 1 P ∂ x ∂ ρ Hệ hai phương trình trên có nghiệm u và v được xác định bằng biểu thức:

- 45

−

hạn có dạng như sau: ∂ z ∂ ∂ z ∂

z πo f D

z π f D

⎛ ⎜ ⎝

⎛ ⎜ ⎝

⎞ ⎟ ⎠

⎞ ⎟ ⎠

- 45

−

cos u = uo exp

z πo f D

z π f D

⎛ ⎜ ⎝

⎞ ⎟ ⎠

⎞ ⎟ ⎠

sin u = uo exp

sin

ϕ

ρ n

⎛ ⎜ ⎝ τ K 2 v Ω

Trong đó: uo =

2 K π v sin Ω ϕ

Df =

Với: hệ số nhớt theo phương thẳng đứng; ρn: mật độ nước biển; Ω: tốc độ góc quay của trái đất ; φ : vĩ độ địa lý.

Bằng thực nghiệm qua số liệu quan trắc, Ecman đã cho thấy dòng chảy gió bề mặt về phía tay phải hướng gió một góc là 45o (ở Bắc bán cầu) và về phía tay trái hướng gió một góc là 45o (ở Nam bán cầu). Dòng chảy càng xuống sâu càng lệch nhiều về phía phải và tốc độ giảm dần. Nếu vẽ lên các hình chiếu của các véc tơ dòng chảy theo độ sâu, ta nhận thấy chúng giảm dần theo quy luật loga của hình xoáy trôn ốc - người ta gọi đó là đường xoáy Ecman.

Huíng giã

D

Hình 5.1: Biến thiên dòng chảy trôi theo độ sâu Tại độ sâu z = Df, dòng chảy có tốc độ là uo.e-π với hướng ngược với hướng dòng chảy tầng mặt. Giá trị uo.e-π là rất nhỏ. Df còn gọi là độ sâu ma sát biển. Giá trị Df và uo sẽ tăng dần khi vĩ độ giảm dần.

Với: Kv ≈ 10-3 kg.m-1.s-1 (xấp xỉ hệ số nhớt phân tử); ρn ≈ 103 kg.m3 ; Ω = 7,29.10-5độ.s-1; τ = ρa.ξ.u2 (ρa ≈1,2 kg.m-3; ξ ≈ 2.10-3) và Df ≈ 0,5 m:

uo =

2u 4

(tại vùng vĩ độ trung bình).

Đương nhiên lá có sự sai số giữa tính toán và số liệu đo đạc vì quá trình rối trong

lớp tiếp giáp giữa hai môi trường rất lớn.

- Trong hệ thống dòng chảy gió cần chú ý hai hiện tượng khác là: vùng nước trồi và nước dâng do gió, bão. Hai hiện tượng này xem như là hệ quả tác động của gió.

Đây là hai hiện tượng khá đặc sắc của quá trình phát triển động lực vùng ven bờ và thềm lục địa.

Nước trồi vùng ven bờ là hiện tượng khá phổ biến do hệ quả của quá trình phát triển dòng chảy gió. Tại các vùng nước xa bờ, quá trình phát triển dòng chảy gió theo cách giải thích của Ecman các dòng chảy có xu thế lệch khỏi hướng gió về bên phải ở Bắc bán cầu, ở Nam bán cầu có xu thế lệch về bên trái hướng gió. Quá trình này hình thành ra các dòng dọc ven bờ tạo ra sự rút nước từ vùng bờ, trong khi đó nước ở tầng sâu được kéo lên thông thường với tốc độ thẳng đứng có bậc vào khoảng 10-4cm/s. Đây là hiện tượng nước trồi với các khối nước lạnh nhiều dinh dưỡng và có tác động mạnh trở lại với các điều kiện khí quyển ở trên đó.

Trong điều kiện có gió mạnh, gió bão thường gây ra nước dâng lớn tại các vùng ven bờ. Khi trên biển xuất hiện xoáy thuận thì áp suất khí quyển giảm dần đến hiện tượng mực nước nâng cao. Khi khí áp tăng lên trường hợp xoáy thuận đi qua vùng biển sẽ làm cho mực nước giảm xuống. Như vậy khi xuất hiện xoáy thuận thì mực nước biển bên phải, bên trái đường đi của xoáy thuận sẽ có hiện tượng dâng và rút mực nước. Trong trường hợp khí áp biến đổi không lớn thì qúa trình dâng và rút mực nước chủ yếu do gió. Quá trình dâng và rút này phụ thuộc vào hai thành phần ứng suất tiếp tuyến gió và khí áp.

Có các chuyên mục riêng biệt nghiên cứu kỹ về hai hiện tượng này.

5.4 Phương pháp thực nghiệm Ecman xác định dòng chảy gió

5.4.1 Giới thiệu chung Dòng chảy biển có rất nhiều loại tuỳ thuộc vào phương pháp phân loại: theo nguyên nhân gây ra dòng chảy hay theo tính chất của từng loại dòng chảy. Trên thực tế, dòng chảy biển đo đạc được là loại dòng chảy tổng hợp của nhiều loại dòng chảy được gọi là dòng chảy tổng cộng. Dòng chảy tổng cộng đo được bằng các thiết bị đo tự động bao gồm các loại dòng chảy chính như: dòng triều, dòng chảy gió, dòng chảy mật độ, dòng sóng, dòng chảy ven... Trong đó, đối với vùng ven bờ: dòng triều, dòng chảy gió chiếm ưu thế; ngoài ra còn có dòng sóng, dòng ven...; còn đối với vùng xa bờ, vùng nước sâu: dòng chảy gió, dòng chảy mật độ chiếm ưu thế; ngoài ra còn có dòng triều, dòng sóng, dòng trôi đóng góp một tỷ lệ nhất định... Muốn tách biệt dòng chảy tổng cộng thành các loại dòng chảy riêng biệt cần tính toán theo các phương pháp khác nhau.

Ở đây, chúng ta xét riêng dòng chảy gió. Đây là loại dòng chảy do gió tác động trực tiếp ở vùng nước nông gần bờ. Đo đạc dòng chảy tại các vị trí cố định dài ngày là việc làm rất tốn kém, nhất là phải đo ở nhiều vị trí cùng một lúc, cùng các tầng và cùng độ sâu khác nhau. Do đó, việc đo đạc như vậy trên thực tế là không thể thực hiện được mà phải sử dụng các phương pháp tính toán.

Phương pháp tính toán giá trị vận tốc và hướng theo phân bố trường dòng chảy: Để thực hiện được các tính toán mô phỏng này phải sử dụng hệ phương trình Navie Stock đầy đủ với các điều kiện ban đầu xác định và giải gần đúng bằng các phương pháp số trị. Ưu điểm của phương pháp số trị là cho ra kết quả phân bố trường dòng chảy với các ngoại lực tác dụng xác định. Khi chỉ có ngoại lực tác động là gió ta sẽ có

kết quả là trường dòng chảy gió; nó phản ánh được những nét chung nhất của quy luật phân bố dòng chảy gió trong từng khu vực xác định. Mức độ hoàn thiện của mô hình được kiểm nghiệm sẽ đưa ra được bức tranh về sự phân bố dòng chảy gió đúng gần sát với thực tế. Loại mô hình này có khả năng dự báo được trường dòng chảy khi dự báo được trường gió và các tính chất của trường gió đối với khả năng truyền tải năng lượng cho trường dòng chảy ở khu vực tính toán.

Tuy nhiên, có thể tính toán, xác định dòng chảy cho từng điểm cụ thể khi có đo về gió. Việc tính toán này thường thông qua các phương pháp giải tích với các thông số tính toán chính xác; hoặc có thể xác định dòng chảy gió cho những vị trí, đường bờ nhất định bằng phương pháp thực nghiệm thông qua các thông số của gió. Sau đây, chúng ta sẽ tập trung xem xét và tính toán dòng chảy gió theo phương pháp thực nghiệm của Ecman.

5.4.2 Phương pháp thực nghiệm Ecman xác định dòng chảy gió Phương pháp này dựa trên cơ sở lý thuyết Ecman, vì vậy còn gọi là phương pháp

1) Các điều kiện về chế độ gió và dòng chảy trong khu vực: Các số liệu đưa vào để xác định các hệ số quan hệ phải ổn định trong các điều kiện dừng với thời gian xác định nào đó. Cụ thể là để xác định ra hệ số gió K cần phải có đủ số liệu đo đạc về dòng chảy và gió ở khu vực; mặt khác cần phải xác định thời gian bao lâu để tốc độ gió đó truyền tải năng lượng cho biển để duy trì một hệ dòng chảy gió ở đó.

thực nghiệm Ecman.

Phương pháp này chỉ là phương pháp gần đúng áp dụng cho vùng ven bờ; còn đối với vùng biển xa bờ, với tốc độ gió yếu sai số tính toán sẽ lớn bởi vì hệ dòng chảy ở đó không phải chỉ do gió chi phối.

Đối với vùng nước nông, nơi thường xảy ra quá trình xáo trộn lớn của triều dâng, triều rút,... thì điều kiện về hướng gió ổn định trong thời gian xác định là quan trọng hơn cả so với các điều kiện khác.

2) Hệ số gió K: Hệ số gió K ở một nơi là đại lượng thể hiện mối quan hệ giữa gió và dòng chảy gió ở nơi đó. Khi đo đạc được dòng chảy tổng cộng, để có thể có được dòng chảy gió ta phải thực hiện các bước tách dòng. Trong điều kiện ở vùng ven bờ, nếu dòng triều có vai trò lớn, ta chỉ việc tách dòng triều ra khỏi dòng chảy tổng cộng, phần dòng chảy còn lại được xem là dòng chảy gió. Nếu dòng chảy sóng hay dòng ven là khá lớn với bậc đại lượng xác định nào đó, ta chỉ cần loại bỏ các dòng này là đủ. Nhiều khi khu vực nghiên cứu có chế độ gió ổn định và đủ mạnh, ta có thể sử dụng ngay giá trị dòng chảy tổng cộng đo đạc được vì khi đó có thể xem như thành phần dòng chảy gió ở đó chiếm ưu thế.

Đối với từng vùng biển với các kiểu đường bờ khác nhau cần phải khai thác các nguồn số liệu đo đạc về dòng chảy và quan trắc về gió để xác định riêng cho khu vực đó hệ số gió K. Trong điều kiện chưa có hệ số gió K cho vùng biển của mình, có thể xác định hệ số gió K theo bảng tra.

Có thể tính hệ số gió K theo công thức:

K =

v dc v gio Trong đó: K là hệ sô gió; vdc là tốc độ dòng chảy và vgió là tốc độ gió. Như vậy, tốc độ gió càng nhỏ thì hệ số gió càng lớn và ngược lại tốc độ gió càng

lớn thì hệ số gió càng nhỏ.

3) Xác định dòng chảy gió: - Sơ đồ xác định dòng chảy gió như sau: Trong đó:

Kết quả tính toán thực nghiệm của một số vùng biển trên thế giới cho thấy đối với vùng biển xa bờ 20 – 30 km, ở độ sâu 30 – 40 m, hệ số gió K thường lấy là 1,0 – 1,2; khi đó tốc độ dòng chảy gió đo bằng cm/s và tốc độ gió đo bằng m/s.

Hướng gió Ngió: được tính từ phương Bắc (N) cho tới đường mút cuối

của hướng gió (ví dụ: hướng gío NE ở đây là 225o).

Góc gió ψ: được tính từ đường vuông góc với đường bờ tới đường mút

cuối của hướng gió.

Góc bờ ψ1: được tính từ phương Bắc (N) cho tới đường vuông góc với

đường bờ

vdc = K × vgió Ndc = Ngió ± α

- Dòng chảy gió được xác định theo các công thức sau: Trong đó: vdc: tốc độ dòng chảy (cm/s); vgió: tốc độ gió (m/s); Ndc: hướng dòng chảy (o); Ngió : hướng gió (o); α : góc lệch của dòng chảy so với hướng gió (o). Góc lệch của dòng chảy so với hướng gió là hàm số của độ sâu và hướng gió so với đường bờ; ký hiệu là α. Góc lệch này ở nhiều vùng bờ trên thế giới dao động trong khoảng 0o – 53o

Tra bảng (5.2 và 5.3) để xác định hệ số gió K và góc lệch α theo các giá trị gió

và độ sâu hay khoảng cách xa bờ xác định.

Bảng (5.2) trình bày các giá trị của hệ số gió K (tử số), góc lệch dòng chảy so với

hướng gió α0 (mẫu số) áp dụng cho vùng nước nông ven bờ.

Bảng (5.3) trình bày các giá trị của hệ số gió K (tử số), góc lệch dòng chảy so với

hướng gió α0 (mẫu số) áp dụng cho vùng bờ có độ sâu lớn.

Bảng 5.2: Hệ số gió K (tử số), góc lệch dòng chảy so với hướng gió α0 (mẫu

số)

áp dụng cho vùng nước nông ven bờ

Góc Độ sâu (m)

40 35 30 20 25

10 1.28/9

2.01/4 1.97/12 2.04/1 2.62/5 2.20/-7 gió 0 20 40 60 80 100 120

1.54/-8 1.52/-4 1.49/1 1.48/5 140

1.14/-5 1.11/0 160

1.69/- 16 1.38/- 26

2.84/-2 2.42/- 15 1.94/- 26 1.60/- 35 1.51/20 1.29/- 1.56/- 10 1.25/- 18 1.16/-6 1.22/- 15 1.13/-3 1.18/- 11 1.09/0 1.04/8 1.05/5 180

12

2.02/10 2.23/5 -1.61/-8 1.86/- 200 220 240 260 280 300 320

15 8 1.34/6 1.08/14 0.97/18 0.91/20 0.88/23 0.87/24 0.94/19 1.73/33 1.66/35 1.44/40 1.30/43 1.23/46 1.19/47 1.18/48 1.26/44 2.22/29 2.16/21 1.94/37 1.81/41 1.74/44 1.71/47 1.70/48 1.78/43 2.72/22 2.64/24 2.40/30 2.26/34 2.20/38 2.18/40 2.18/42 2.24/36 3.08/10 3.02/12 2.78/18 2.66/23 2.60/27 2.56/30 2.55/32 2.64/25 2.48/11 2.42/16 2.39/20 2.37/22 2.46/13 2.90/-6 1.98/8 2.07/-1 2.48/- 19 2.00/- 30 1.66/- 39 1.57/- 24 1.87/39 1.81/42 1.60/47 1.47/52 1.40/55 1.36/58 1.34/60 1.44/53 2.74/34 2.63/36 2.29/42 2.07/46 1.93/50 1.83/53 1.75/54 2.01/48 3.60/22 3.43/24 2.74/30 2.42/34 2.24/38 2.15/40 2.10/42 2.34/36 4.02/10 3.74/12 2.93/18 2.55/23 2.38/27 2.27/30 2.22/32 2.47/25 2.55/10 2.38/14 2.27/16 2.22/17 2.47/12 4.02/-1 2.06/9 2.31/3 3.39/-8 1.68/- 1.92/- 2.55/- 10 16 29 2.93/6 2.60/-1 2.13/- 20 3.74/2 3.22/-6 2.45/- 26 2.15/6 1.78/- 12 14

Bảng 5.3: Hệ số gió K (tử số), góc lệch dòng chảy so với hướng gió α0 (mẫu

số)

áp dụng cho vùng bờ có độ sâu lớn

30 25 40 20 15

1.04/6 0.84/4 0.76/9 1.28/5 0.98/2 0.90/8 1.14/5 0.90/3 0.82/8

Góc gió 0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220 240 260 280 300

Khoảng cách xa bờ Km 3 10 5 0.85/18 0.84/17 0.85/16 0.87/16 0.90/18 0.95/20 0.98/22 1.10/33 1.15/39 1.14/36 1.12/30 1.10/29 1.10/28 1.10/28 1.11/29 1.15/33 1.59/44 1.54/42 1.43/39 1.33/37 1.26/36 1.21/36 1.19/36 1.18/37 1.98/38 1.90/37 1.70/34 1.54/33 1.43/32 1.34/32 1.30/33 1.20/36 2.26/29 2.11/28 1.89/26 1.68/25 1.52/26 1.41/27 1.35/28 1.22/34 2.12/21 2.02/20 1.80/18 1.62/18 1.48/20 1.38/22 1.33/24 1.21/33 1.76/11 1.68/10 1.47/10 1.32/10 1.22/12 1.16/16 1.14/19 1.14/31 0.98/14 0.99/16 1.09/30 1.34/5 0.99/9 0.84/6 1.02/2 0.85/12 0.88/15 1.06/29 0.94/8 0.76/11 0.80/15 0.84/18 1.03/31 1.20/53 1.15/50 1.03/14 0.94/42 0.90/38 0.91/37 0.94/37 1.06/37 1.56/44 1.49/42 1.32/36 1.20/34 1.14/32 1.09/31 1.08/32 1.12/35 1.98/34 1.90/32 1.70/27 1.54/26 1.43/25 1.34/26 1.30/27 1.20/35 2.02/34 1.94/22 1.73/19 1.59/19 1.48/20 1.38/21 1.34/23 1.22/33 2.02/13 1.94/12 1.73/11 1.59/12 1.48/14 1.38/17 1.34/20 1.22/31 1.20/13 1.16/17 1.14/30 1.82/4 1.26/8 1.30/5 1.10/8 1.44/2 1.04/12 1.02/17 1.02/20 1.09/32 0.79/11 0.79/16 0.82/19 0.86/22 1.03/33 0.98/5 1.74/4 1.37/2 0.94/6 1.54/4 1.21/6 0.85/9 340

4) Ví dụ tính toán xác định dòng chảy gió Thực hiện tính toán cho hai kiểu đường bờ như sơ đồ dưới đây đối với gió Đông

Bắc có vận tốc 11 m/s:

3) a) Vẽ sơ đồ mô tả đường bờ, hướng gió, góc bờ, góc gió, cho rằng đường bờ có góc so với phương bắc (N) là 5o, gió Đông bắc (NE); hãy xác định hướng gió, góc gió; góc bờ ?

b) Xác định hướng, tốc độ dòng chảy gió trong các điều kiện sau: Gió Đông

bắc (NE) có tốc độ 11 m/s, góc gió cho trước là 200o tại các điểm sau: + Tại điểm tính 1 thuộc vùng nước nông có độ sâu 15 m; + Tại điểm tính 2 thuộc vùng nước xa bờ 15 km;

n

30o

ne

4

5

®−êng vu«ng gãc bê

o

ϕ

w

e

ϕ1

giã

bê

s

c¸c ®Þnh nghÜa vµ s¬ ®å ®−êng bê vµ giã

Ψ1 = 185o + 90o = 275o

Ψ1 = 35o + 90o = 125o

Bảng 5.4: Mẫu tính toán dòng chảy gió tương ứng với gió NE, tốc độ 11 m /s

0

K Điểm tính Độ sâu (m) Hướng gió (độ) Góc gió Ψ0 α0 Góc bờ Ψ1

Dòng chảy Hướng (độ) 9

Khoảng cách xa bờ (km) 3 5 11 4 225 225 225 225 2 8 13 5 275 275 300 300 6 310 310 285 285 7 -8 -1 12 11 8 3.39 215 2.60 225 1.94 235 1.73 235 Tốc độ (cm /s) 10 36 29 21 19 1 1 2 3 4

CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG V

1) Nêu định nghĩa hệ thống biển – Khí quyển. Mô tả vắn tắt quy mô chuyển động

khí trong khí quyển và bề mặt đại dương.

2) Khái niệm về lớp biên ? Các đặc trưng động lực của lớp biên ? 3) Phương pháp đánh giá, tính toán đơn giản về dòng chảy gió trong lớp biên ? 4) Vẽ sơ đồ, nêu các khá niệm về hướng gió thổi, đường bờ, đường vuông góc với bờ, góc bờ, góc gió trong sơ đò tính toán dòng chảy gió theo phương pháp thực nghiệm Ecman..

5) Bài tập về tính toán dòng chảy gió theo phương pháp thực nghiệm Ecman..

CHƯƠNG VI THỜI TIẾT BIỂN ĐÔNG 6.1 Thời tiết và hình thế thời tiết

Thời tiết là trạng thái vật lý của khí quyển ở một địa điểm nhất định trong một khoảng thời gian nhất định và được đặc trưng bởi tập hợp các giá trị của các yếu tố khí tượng như nhiệt độ không khí, áp suất khí quyển, gió, độ ẩm, mây mưa tại thời điểm đó. Các yếu tố này còn được gọi là các yếu tố thời tiết.

Nghiên cứu về thời tiết và dự báo thời tiết là nội dung của bộ môn Dự báo thời tiết. Dự báo thời tiết bằng phương pháp dùng bản đồ còn được gọi là Khí tượng học si nốp. Nói một cách khác, đối tượng nghiên cứu của môn học Khí tượng si nốp chính là các điều kiện thời tiết và sự biến đổi của nó trên một phạm vi rộng.

Sự biến đổi của thời tiết có 2 loại: Biến đổi có chu kỳ và biến đổi không có chu

kỳ.

Biến đổi có chu kỳ là sự biến đổi có sự lặp đi lặp lại của các yếu tố thời tiết, như

các dạng biến trình ngày của nhiệt độ, khí áp, độ ẩm...

Biến đổi không có chu kỳ là sự biến đổi không có quy luật của điều kiện thời tiết,

như sự biến tính của các khối không khí.

6.1.1 Các công cụ phân tích và dự báo thời tiết 1) Các loại bản đồ thời tiết Bản đồ thời tiết cho phép ta hình dung sự phân bố các yếu tố khí tượng trên phạm vi rộng lớn, xác định thời tiết hiện tại; phân tích và dự báo về sự xuất hiện và phát triển của các đối tượng si nốp, tức là dự báo hình thế si nốp và từ đó dự báo điều kiện thời tiết trong tương lai. Như vậy, các bản đồ thời tiết là công cụ cơ bản để phân tích và dự báo thời tiết.

Bản đồ thời tiết cho phép ta hình dung sự phân bố các yếu tố khí tượng trên phạm vi rộng lớn, xác định thời tiết hiện tại; phân tích và dự báo về sự xuất hiện và phát triển của các đối tượng si nốp.

Để có được bản đồ thời tiết, người ta sử dụng một loại bản đồ gọi là bản đồ trống.

Bản đồ trống là bản đồ địa lý, đảm bảo các yêu cầu sau đây:

- Không bị biến dạng về hình thù địa hình, ít thay đổi về tỷ lệ xích ở các vùng quan

trọng, phản ảnh được phép chiếu gần nhất của quả đất thực.

- Kích thước của bản đồ thời tiết không quá lớn, hoặc quá bé, song phải bao gồm đầy đủ toàn bộ lãnh thổ một vùng rộng lớn. Có đầy đủ các đường phân giới, các vị trí đài trạm khí tượng, có thước gradien để xác định vận tốc gió theo sự phân bố áp suất.

- Các bản đồ trống được dùng ở Việt Nam thông thường là: Bản đồ Âu á có tỷ lệ:

1/200.000.000 và bản đồ Biển Đông có tỷ lệ: 1/7.500.000.

Sử dụng các bản đồ trống, người thiết lập được các bản đồ thời tiết bao gồm: bản

a) Bản đồ mặt đất Dùng bản đồ trống, điền các số liệu quan trắc ở mặt đất vào vị trí của các trạm quan trắc ta được bản đồ mặt đất. Các số liệu về các yếu tố khí tượng được điền trên bản đồ mặt đất bao gồm: nhiệt độ, áp suất khí quyển (đã quy về mực nước biển), độ ẩm, lượng

đồ mặt đất và các bản đồ trên cao

và dạng mây, độ cao chân mây, biến áp, tầm nhìn xa và các hiện tượng thời tiết. Như vậy, bản đồ mặt đất cho ta thấy điều kiện thời tiết ở mặt đất. Lược đồ điền bản đồ mặt đất như sau (hình 6-1):

TsTs CH

d d

TT PPP

WW aPP

VV W

TdTd RR CM Hs hs N CL H Hs hs

Hình 6-1

PPP, aPP: áp suất, biến áp 3 giờ; WW, W: hiện tượng thời tiết lúc quan trắc, giữa 2 kỳ quan trắc; RR: mưa trong 12 giờ; VV: tầm nhìn ngang; N: lượng mây; CH, CM, CL: dạng mây tầng cao, trung bình, dưới; h, hs hs: các độ cao chân mây; dd: hướng và tốc độ gió.

OT

Trong đó:TT, TsTs, TdTd: nhiệt độ, nhiệt độ cực trị, điểm sương; b) Bản đồ cao không Như chúng ta đã biết, cơ sở lý thuyết để thiết lập các bản đồ cao không (bản đồ hình thế khí áp) là dựa vào công thức khí áp dưới dạng địa thế vị đã được trình bày trong tĩnh học khí quyển. Trong nghiệp vụ khí tượng, người ta dùng các bản đồ trống điền các yếu tố khí tượng quan trắc được ở các độ cao khác nhau của tầng khí quyển ta được các bản đồ trên cao.

* Bản đồ AT: Đây là bản đồ hình thế khí áp tuyệt đối, trên đó điền các yếu tố khí tượng quan trắc được trên mặt đẳng áp nào đó. Trên các bản đồ này ta vẽ các đường đẳng cao trên mặt đẳng áp và biểu diễn các đặc trưng thời tiết trên một mặt đẳng áp đó. Ví dụ: bản đồ AT850, AT700,... là bản đồ hình thế khí áp tuyệt đối trên mặt đẳng áp 850 và 700 mb.

. Có 2 loại bản đồ trên cao: - Bản đồ hình thế khí áp tuyệt đối gọi tắt là bản đồ AT: AT850, AT700, AT500…; - Bản đồ hình thế khí áp tương đối gọi tắt là bản đồ OT: thường dùng bản đồ 500 1000

d d

N

Lược đồ điền bản đồ AT như sau (hình 6-2):

TT Td Td f f HHH ΔH24

Hình 6-2

OT

HHH, ΔH24: độ cao địa thế vị, biến cao 24 giờ; f f: độ ẩm; dd: hướng và tốc độ gió.

500 1000

Trong đó: TT, TdTd: nhiệt độ, điểm sương; * Bản đồ OT: Đây là bản đồ hình thế khí áp tương đối, trên đó điền các giá trị độ cao địa thế vị tương đối giữa 2 mặt đẳng áp, như đã nói ở trên, trong tác nghiệp dự báo . Bản đồ này biểu thị độ dày giữa 2 mặt thời tiết, thông thường người ta sử dụng

đẳng áp và đặc trưng cho trường nhiệt độ trung bình giữa 2 mặt đẳng áp.

d d

Lược đồ điền bản đồ OT như sau (hình 6-3):

HoHoHo ΔHo24

Hình 6-3

dd: hướng và tốc độ gió.

Trong đó: HoHoHo, ΔHo24: độ dày, biến cao 24 giờ; 2) Các mặt cắt thẳng đứng a) Mặt cắt thẳng đứng theo thời gian Mặt cắt thẳng đứng theo thời gian là một loại đồ thị biểu điễn sự thay đổi của các

yếu tố khí tượng theo thời gian tại 1 địa điểm ở các độ cao khác nhau.

z (lnP)

Ví dụ: Sự thay đổi của gió ở độ cao nào đó theo thời gian (hình 6-4). t

Hình 6-4

b) Mặt cắt thẳng đứng theo không gian

Mặt cắt thẳng đứng theo không gian cũng là một loại đồ thị cho biết sự biến thiên

của yếu tố thời tiết đồng thời xảy ra ở các độ cao khác nhau trên phạm vi cần dự báo.

z (lnP)

Sài Gòn Hà Nội Lạng sơn Huế

Ví dụ: diễn biến gió trong khu vực dự báo (hình 6-5). Hình 6-5 3) Các bản đồ đặc trưng phụ a) Bản đồ các hiện tượng thời tiết nguy hiểm Bản đồ các hiện tượng thời tiết nguy hiểm bao gồm các bản đồ về bão, bão cát,

b) Bản đồ đặc trưng phụ ở mặt đất Lược đồ điền bản đồ đặc trưng phụ ở mặt đất như sau (hình 6-6): Trong đó:

sương mù dày, dông, băng kết...

TTmax: nhiệt độ tối cao

TTmin: nhiệt độ tối thấp TgTg: nhiệt độ tối thấp mặt đất

RR: mưa đêm, mưa ngày E: trạng thái mặt đất

S TTmax RRđêm TTmin RRngày TgTg E Hình 1-6

1) Sai sót có hệ thống Sai sót có hệ thống là các sai sót được lặp đi lặp lại nhiều lần ở một trạm nên dễ nhận thấy khi so với các trạm xung quanh do sự chênh lệch quá lớn về gía trị của cùng loại các yếu tố khí tượng.

6.1.2 Kiểm tra và sửa chữa số liệu đo đạc Trước khi xem xét phân tích bản đồ phải xem xét, kiểm tra các số liệu si nốp đã ghi trên bản đồ để kịp thời sửa chữa các sai sót, từ đó tránh được những sai lầm trong phân tích dự báo. Các sai sót số liệu si nốp có thể bao gồm sai sót có hệ thống và sai sót đột xuất.

Nguyên nhân gây nên sai sót hệ thống có thể do máy hỏng, độ cao trạm sai, hoặc

năng lực của quan trắc viên.

Phương pháp sửa chữa: cần xác định đúng nguyên nhân gây sai sót và dựa vào số

2) Sai sót đột xuất

liệu các trạm xung quanh để sửa chữa.

Những sai sót còn lại thuộc sai sót đột xuất. Phát hiện sai số đột xuất bằng cách đối chiếu với các trạm trên cơ sở tính hợp lý của các yếu tố khí tượng, đối chiếu quan hệ giữa các yếu tố thời tiết của mỗi trạm.

Nguyên nhân gây sai sót đột xuất có thể là do quan trắc không tốt, mã điện dịch

sai,...

Phương pháp sửa chữa: chỉ được sửa chữa khi đã tìm rõ nguyên nhân sai sót. Tuyệt đối không vội gạch bỏ một cách vội vàng làm ảnh hưởng đến quá trình phân tích bản đồ và dự báo thời tiết.

6.1.3 Phân tích và dự báo hình thế si nốp Người ta gọi hình thế si nốp là một tập hợp các quá trình khí quyển đã được phản

ánh trên các bản đồ thời tiết.

Phân tích hình thế si nốp tức là khảo sát các điều kiện thời tiết trên một vùng nào đó, vạch ra các quy luật biến thiên của nó và chuẩn bị lập luận cho dự báo thời tiết tiếp theo.

1) Phân tích hình thế si nốp Để tiến hành phân tích si nốp người ta căn cứ vào các qui luật tiến triển của các yếu tố thời tiết và dựa vào nguyên tắc chủ yếu là “tổng hợp - đối chiếu”. Nguyên tắc tổng hợp - đối chiếu nhằm đảm bảo tính hợp lý cho mối tương quan giữa các qúa trình, các hiện tượng thời tiết trong không gian và theo thời gian, đồng thời cũng loại bỏ được những sai sót trong quan trắc hoặc điền đồ. Có thể tóm tắt nguyên tắc phân tích si nốp như sau:

Dự báo hình thế si nốp tức là dự báo sự di chuyển và tiến triển của các khối không khí, các front khí quyển, các tổ chức xoáy thuận, xoáy nghịch... đưa tới thành lập được bản đồ thời tiết trong tương lai (thông thường là lập cho 1 ngày hoặc 2 ngày tiếp theo). Phân tích và dự báo hình thế si nốp là cơ sở của việc dự báo các điều kiện thời tiết trong miền này hay miền khác. Do vậy, để tiến hành dự báo yếu tố cho tốt chúng ta hãy làm tốt công tác phân tích và dự báo hình thế si nốp.

- Đối chiếu các số liệu thời tiết cùng kỳ quan trắc của nhiều trạm. - Đối chiếu các số liệu thời tiết khác nhau trên cùng một trạm. - Đối chiếu các các số liệu thời tiết của từng trạm vào những kỳ quan trắc khác

nhau.

Phải chú ý nhiều tới các đới front bởi vì ở đó, trong quá trình phát triển của thời tiết, có thể xảy ra những thay đổi lớn cả về chất lẫn về lượng. Ngoài ra còn phải lưu tâm đến bão, dải hội tụ nhiệt đới, xoáy thuận...

Các kết luận rút ra được trong khi phân tích si nốp phải có cơ sở vật lý chắc chắn. Các hiện tượng thời tiết xảy ra ở các khu vực lân cận không được mâu thuẫn với nhau. Ví dụ:

+ Tại A xác định được một front lạnh đang đến gần và bản tin thời tiết ở đó cho thấy có mây Ac sau đó xuất hiện Cb và cho mưa rào... thì khả năng front lạnh đến A càng chắc chắn.

+ Khi so sánh 2 bản đồ ở 2 kỳ quan trắc nối tiếp nhau thấy front đó đi được một đoạn dài mà giữa 2 kỳ đó gió mặt đất và trên cao không mạnh thì cần phải xem lại ! Khi

đó, hoặc là vị trí front ở kỳ trước vẽ sai hoặc là front kỳ sau ở đây có thể là một front mới xuất hiện.

Như vậy, khi phân tích hình thế si nốp chúng ta phải phân tích thật tỷ mỉ bản chất vật lý của hiện tượng, tính đến ảnh hưởng của điều kiện địa phương, tìm ra trình tự lịch sử của quá trình khí quyển để rút ra kết luận cho xác đáng. Khi gặp sai sót, tuỳ theo mức độ để sửa chữa; song đại đa số phải thay đổi cơ sở quá trình, tức là lập lại trình tự quá trình. Phải nêu được kiến trúc không gian của các quá trình khí quyển. Muốn vậy, dự báo viên phải khảo sát kết hợp tất cả các số liệu (mặt đất, trên cao, giản đồ cao không...) qua đó hình dung được quá trình khí quyển trong không gian.

Công tác phân tích hình thế si nốp bao gồm nhiều việc có liên quan mật thiết với

a) Vẽ và phân tích bản đồ mặt đất Vẽ và phân tích bản đồ mặt đất là công việc phức tạp nhất. Do vậy, trước khi phân tích cần nắm được những trình tự xảy ra trước đó và giải thích được chúng. Ngoài ra phải nắm chắc được những quy luật cơ bản trong sự phân bố địa lý của các yếu tố khí tượng, nhất là trên toàn bộ khu vực của bản đồ dự báo.

nhau được trình bày dưới đây.

Nội dung phân tích bản đồ mặt đất bao gồm: - Xem khái quát bản đồ: Xem khái quát bản đồ giúp dự báo viên có một cách nhìn

chung trước khi phân tích bản đồ và bao gồm các công việc sau đây:

+ Xác định vùng nào trời quang, âm u; vùng nào có mưa, sương mù; phác họa

sơ bộ vị trí xoáy thuận, xoáy nghịch.

+ Làm nổi bật các hiện tượng thời tiết bằng cách dùng bút chì mầu tách ra các vùng có giáng thuỷ (mầu xanh), vùng có sương mù (mầu vàng) và các vùng có các hiện tượng khác (mầu xanh lục).

- Vẽ và phân tích front: Vẽ và phân tích front là một khâu rất phức tạp, phụ thuộc khá nhiều vào yếu tố chủ quan của những người làm dự báo. Ngay cả những dự báo viên có kinh nghiệm lâu năm cũng có thể vẽ khác nhau về chi tiết. Nhưng về cơ bản để vẽ và phân tích chính xác front các dự báo viên cần phải dựa vào các dấu hiệu sau đây: + Front nằm dọc theo trục rãnh khí áp, rãnh càng rõ thì front càng hiện rõ. + Dọc theo đường front quan sát thấy đường dòng hội tụ, tức là: nếu kéo dài

hướng gió ở 2 phía front thì chúng cắt nhau.

+ Qua front có sự thay đổi đột ngột của các yếu tố khí tượng đặc biệt là nhiệt độ

(có thể chênh nhau tới 5 đến 100) .

+ Biến áp ΔP của 2 bên front ngược nhau: trước front khí áp giảm (ΔP < 0), sau

front khí áp tăng (ΔP > 0).

+ Hệ thống ngưng, đông kết và nước rơi khí quyển (mây và mưa) đặc trưng cho

front sắp xếp dọc theo các đường front.

Các dấu hiệu nêu trên có mối liên hệ mật thiết với nhau cùng với sự tồn tại của front. Tuy nhiên, chỉ khi front thể hiện rõ mới quan sát thấy tồn tại đồng thời và biểu hiện rõ các dấu hiệu trên; còn đối với các front mờ thì một phần các dấu hiệu đó bị mờ hoặc mất hẳn.

Ngoài ra, để xác định front một cách chính xác ta cần phải chú ý đến tính ba chiều của front thể hiện trên bản đồ hình thế khí áp AT và OT: những chỗ nào có front thì đường đẳng cao ở đó dày xít, front ở mặt đất không trùng front trên cao, mặt front có độ nghiêng...

Nhờ sự tồn tại khách quan của front trong tầng đối lưu: không xuất hiện và không biến mất một cách đột ngột, nên ta có thể theo dõi một front trên bản đồ thời tiết kế tiếp nhau được dễ dàng, tức là xác định được hướng di chuyển và mức độ tiến triển của nó, cụ thể:

+ Hướng di chuyển, vị trí tương quan của front giữa các khối không khí và sự

phân bố trường biến áp và thời tiết cho ta xác định được loại của front.

+ Front mạnh lên khi: sự tương phản nhiệt độ tăng nhanh; độ ẩm không khí lớn; sự hội tụ của các dòng không khí ở mặt đất gần front tăng lên; tầng kết của không khí nóng không ổn định; chuyển động đi lên của không khí nóng xuất hiện: lượng mây tăng, giáng thủy xuất hiện và mạnh lên, tầm nhìn xa kém đi...

Ngoài việc sử dụng các bản đồ thời tiết kế tiếp nhau chúng ta còn phải tuân theo

tính liên tục lịch sử của việc phân tích bản đồ thời tiết.

- Vẽ các đường đẳng áp: Sau khi xác định front xong, ta vẽ hệ thống các đường đẳng áp. Nếu khó nhận ra front hoặc cần xác định gấp các trung tâm, các cơ cấu khí áp thì ta có thể vẽ các đường đẳng áp ở khu vực đó trước. Khi vẽ các đường đẳng áp cần chú ý các nguyên tắc sau:

+ Các đường đẳng áp vẽ cách nhau 5 mb trên bản đồ chính; 2,5 mb trên bản đồ

khu vực (Bản đồ Âu - á: cách 5 mb; Bản đồ Biển Đông: cách 2 mb).

+ Các đường đẳng áp vẽ trơn không gấp khúc. Nếu không có gì cần thiết thì vẽ xong đường này mới chuyển sang vẽ đường khác. Qua front đường đẳng áp uốn từ từ; ở vùng núi đường đẳng áp có thể biểu thị bằng các đường răng cưa.

+ Các đường đẳng áp phải tuân theo định luật khí áp của gió: ở mặt đất đường đẳng áp lệch với hướng gió chừng 300, chỗ nào gió mạnh hơn thì đường đẳng áp dày hơn.

+ Những vùng không có số liệu thì phải nội suy. + Các đường đẳng áp tuyệt nhiên không được cắt nhau và điểm cuối các đường

đẳng áp ở đầu mép bản đồ xếp thành một hàng cho dễ nhìn.

- Vẽ các đường đẳng biến áp: Từ các giá trị biến áp (ΔP3h, ΔP6h, ... , ΔP24h), có thể phân tích và vẽ các trường biến áp tương ứng. Với trường biến áp 3h, ta có các ổ biến áp 3 giờ; với trường biến áp 6h, ta có các ổ biến áp 6 giờ... Các đường đẳng biến áp vẽ cách nhau 1 mb.

Tuy nhiên, để đáp ứng kịp thời thì giai đoạn đầu có thể chỉ vẽ các đường đẳng

biến áp ở các khu vực quan trọng, các vùng còn lại có thể vẽ sau.

- Kiện toàn bản đồ: Kiện toàn bản đồ là bước sửa chữa hoàn chỉnh tất cả các bước

phân tích đã được tiến hành nêu ở trên, cụ thể:

+ Sửa chữa hoàn chỉnh hệ thống các đường đẳng áp bằng bút chì đen, đề trị số cho các đường đẳng áp; ghi chữ (C) vào các trung tâm áp cao và chữ (T) vào các trung tâm áp thấp, đánh dấu hướng di chuyển của chúng.

+ Vẽ các đường front bằng chì mầu theo quy định. + Tô vùng có giáng thuỷ, có sương mù bằng chì mầu tương ứng. + Vẽ hoàn chỉnh hệ thống các đường đẳng biến áp bằng chì đen đứt đoạn. + Kiểm tra lại toàn bộ và ký tên vào bản đồ. Một số ký hiệu để phân tích bản đồ thời tiết

Dạng front

Hiện tượng Mưa Mưa rào Mưa phùn Mưa đá Tuyết Sương mù Mù khô Sương muối Dông Ký hiệu • ∇ Δ ≡ ∞ Front nóng Front lạnh Front tĩnh Front cố tù Front cố tù nóng Front cố tù lạnh Front nóng phụ Front lạnh phụ Front nóng trên Ký hiệu

cao

Front lạnh trên cao ][

tích một cách cụ thể trường hợp sai sót, nguyên nhân từng khâu sai sót để sửa chữa.

b) Vẽ và phân tích bản đồ thời tiết trên cao * Vẽ và phân tích bản đồ AT: Bản đồ hình thế khí áp tuyệt đối AT được thiết lập với nhiều mực đẳng áp khác nhau: AT850 , AT700 , AT500... (tương đương với độ cao khoảng chừng 1,5 km, 3 km, 5 km…).

Tố Vòi rồng Chú ý rằng: Trong khi phân tích si nốp cần tìm ra các sai sót trên bản đồ, phân

Khi phân tích các bản đồ này chúng ta lưu ý đến đặc điểm của trường khí áp và gió trên cao, sự phân bố nhiệt và ẩm riêng, vị trí của các front khí quyển và tính chất biến thiên của trường khí áp trên cao theo thời gian. Trình tự phân tích một bản đồ AT như sau: - Vẽ đường đẳng cao: Hệ thống các đường đẳng cao được vẽ bằng bút chì mầu đen cách nhau 4 damdtv để tương ứng với hệ thống các đường đẳng áp vẽ cách nhau 5mb trên bản đồ mặt đất (H1000 = 0,8 (P0 – 1000) damđtv). Khi vẽ cần lưu ý các điểm sau:

+ Lựa sao cho hướng gió gần như tiếp tuyến với đường đẳng cao, chỗ nào gió mạnh đường đẳng cao xít hơn và ngược lại. ở vùng núi các đường đẳng cao cũng có thể xít và cong lại nhiều hơn.

+ Tại vùng vĩ độ thấp, ở miền núi, trong các vùng hội tụ hoặc phân kỳ thì hướng gió và đường đẳng cao có thể chênh lệch đáng kể do tình hình không ổn định của không khí.

Họ các đường đẳng cao này cho ta biết sự phân bố khí áp ở trên cao. Với các tâm cao trên bản đồ hình thế khí áp tuyệt đối AT ghi chữ “ C ” (mầu xanh), với tâm thấp ghi chữ “ T ” (mầu đỏ).

- Vẽ đường đẳng nhiệt: Hệ thống các đường đẳng nhiệt được vẽ bằng bút chì đỏ cách nhau 20 hoặc 40. Trên các bản đồ AT nói chung xu thế các đường đẳng nhiệt gần tương tự như xu thế các đường đẳng cao. Hệ thống các đường đẳng nhiệt tạo thành các tâm nóng và tâm lạnh. Tâm nóng đề chữ “ N ” (mầu đỏ); tâm lạnh đề chữ “ L ” (mầu xanh).

- Ngoài ra: Người ta còn vẽ các đường đẳng ẩm riêng qua 1, 2, 4, 6 g/kg và đề chữ “ẩm” và “KHÔ” vào trung tâm tương ứng của nó; xác định front trên bản đồ AT850; vẽ hệ thống các đường đẳng biến cao ΔH qua 2 damđtv và ghi chữ (T) và chữ (G) vào các trung tâm tăng và giảm của nó; chấm vị trí các trung tâm khí áp ở mặt đất; ghi hướng di chuyển của xoáy thuận xoáy nghịch trong 12 h đã qua trên bản đồ AT700.

500

* Vẽ và phân tích bản đồ

1000OT

Cần lưu ý rằng đối với các bản đồ ở các mực cao hơn khi phân tích cần thận trọng: Ví dụ: trên bản đồ AT300, AT200 phải lưu ý đến vị trí của các dòng chảy xiết, đặc biệt là những nơi có tốc độ gió mạnh khác thường.

Bản đồ hình thế khí áp tương đối OT thường dùng trong dự báo thời tiết là bản đồ 500 , tức là bản đồ phản ánh sự phân bố độ dày giữa 2 mặt đẳng áp 1000 mb và 500 1000OT mb.

Hệ thống các đường đẳng độ dày được vẽ bằng bút chì mầu đỏ cách nhau 4 damđtv phản ánh sự phân bố nhiệt độ trung bình giữa hai mặt đẳng áp 1000 và 500 mb. Người ta ghi chữ nóng (N) mầu đỏ vào trung tâm nơi có giá trị độ dày giữa hai mặt đẳng áp cao và ghi chữ lạnh (L) mầu xanh vào trung tâm nơi có giá trị độ dày giữa hai mặt đẳng áp thấp.

c) Tổng hợp phân tích bản đồ mặt đất và bản đồ trên cao Sau khi đã có được các bản đồ mặt đất và bản đồ trên cao qua các bước phân tích trên; để nâng cao độ chính xác của phép phân tích và nắm được toàn bộ quá trình khí quyển ta phải tổng hợp phân tích cả hai loại bản đồ này.

Bản đồ OT cho phép ta phân tích đối với một lớp khí quyển nhất định về: vị trí của các khối không khí nóng lạnh, sự phân bố của gió nhiệt và sự biến thiên của trường nhiệt độ trung bình theo thời gian.

Tổng hợp phân tích các loại bản đồ này chủ yếu là để: - Nắm vững cấu trúc không gian của các cơ cấu khí áp: về số lượng áp cao, áp thấp và khả năng tiến triển; vị trí của chúng ở trên cao và mặt đất có phù hợp hay không? (ví dụ: các tổ chức khí áp tầm thấp, tầm cao; trục nghiêng của các áp cao, áp thấp có đúng quy luật không...).

- Nắm được sự diễn biến của áp suất, nhiệt độ, độ ẩm theo độ cao; khu vực khô, ẩm; nóng, lạnh; phát hiện ra bình lưu nóng, lạnh (nhờ trường nhiệt áp) mà xác định rõ thêm, chắc chắn thêm loại front ở mặt đất.

- Xác định cường độ và độ dốc của front: Qua việc xuất hiện front ở các bản đồ trên cao mà nhận biết cường độ front đang tồn tại mạnh hay yếu; xem xét vị trí của front ở mặt đất và trên cao cách nhau bao nhiêu mà tìm được độ dốc và hướng di chuyển của front.

500 1000OT

- Đặc biệt khi chập bản đồ với bản đồ AT700 (hoặc bản đồ AT500) chúng

ta sẽ nhận được bản đồ trường nhiệt áp của tầng đối lưu dưới (hoặc nhiều khi gần như xấp xỉ cả tầng) và từ đó mà có thể xét tới được các biến thiên bình lưu của nhiệt độ trong các lớp tương ứng.

d) Vẽ và phân tích bản đồ bổ trợ Các bản đồ bổ trợ bao gồm: bản đồ hiện tượng thời tiết nguy hiểm, bản đồ đặc

Như vậy, khi tổng hợp phân tích bản đồ mặt đất và các bản đồ trên cao ta phải chú ý tới mối liên quan của các yếu tố khí tượng ở các mực khác nhau, thông thường từ mực đầu tiên kể từ mặt đất đến AT850, AT700...

- Bản đồ hiện tượng thời tiết nguy hiểm Trên bản đồ này người ta ghi các hiện tượng thời tiết nguy hiểm với thời gian bắt đầu, kết thúc bằng các ký hiệu theo quy phạm và cường độ của hiện tượng bằng mã số (số 0: cường độ yếu, số 1: cường độ trung bình và số 2: cường độ mạnh). Ghi hướng di chuyển của hiện tượng thời tiết bằng mũi tên đặt bên trên ký hiệu hiện tượng nếu hiện tượng đó di chuyển theo phương vĩ tuyến hay đặt bên trái ký hiệu hiện tượng nếu hiện tượng đó di chuyển theo phương kinh tuyến.

- Bản đồ đặc trưng phụ Trên bản đồ đặc trưng phụ người ta thường phân tích và vẽ hệ thống các đường giáng thuỷ trong 24 h qua 0,1; 1; 5; 10 mm; đường giới hạn của lớp tuyết phủ và đường giới hạn vùng băng giá. - Bản đồ đẳng biến áp Bản đồ đẳng biến áp thường được thiết lập với các giá trị biến áp ΔP24h, ΔP12h, ΔP6h. Hệ thống các đường đẳng biến áp vẽ cách nhau 5mb. Đường đẳng biến áp số “0” vẽ nét kép, đường đẳng biến áp dương vẽ nét đơn mầu xanh, đường đẳng biến áp âm vẽ nét đơn mầu đỏ.

trưng phụ, bản đồ đẳng biến áp và bản đồ đẳng biến nhiệt.

- Bản đồ đẳng biến nhiệt Bản đồ đẳng biến nhiệt thiết lập tương tự như bản đồ đẳng biến áp chỉ có khác là hệ thống các đường đẳng biến nhiệt vẽ cách nhau 20; trị số đẳng biến nhiệt dương với trung tâm nóng ghi chữ (N) mầu đỏ, trị số đẳng biến nhiệt âm với trung tâm lạnh ghi chữ (L) mầu xanh và có kèm theo trị số biến nhiệt ΔT ở đó.

2) Dự báo hình thế si nốp a) Nội dung của công tác dự báo hình thế si nốp

Hệ thống các đường đẳng biến áp tạo thành các ổ biến áp. Tại trung tâm các ổ biến áp dương ghi chữ tăng (T), trung tâm các ổ biến áp âm ghi chữ giảm (G) và có kèm trị số biến áp. Đánh dấu đường đi của các ổ đẳng biến áp bằng đường chì liền nét; đường di chuyển dự đoán bằng đường đứt đoạn và ghi trị số biến áp ΔP dự đoán ở đầu mũi tên.

Dự báo hình thế si nốp là dự báo sự di chuyển và tiến triển của các khối không khí, các front khí quyển, các xoáy thuận, xoáy nghịch... Hình thức đầy đủ và hoàn hảo nhất là lập được bản đồ dự báo hình thế si nốp tức là bản đồ hình thế si nốp trong tương lai.

Đôi khi người ta không lập được bản đồ dự báo hình thế si nốp mà trên các bản đồ thời tiết cơ bản (bản đồ mặt đất) dự báo viên đánh dấu sự di chuyển dự đoán bằng các mũi tên gián đoạn của các trung tâm khí áp và front trong một ngày đêm và bổ sung bằng cách mô tả sự phát triển của các quá trình si nốp và nguyên nhân thay đổi của hình thế si nốp trong kỳ hạn dự báo.

Để dự báo hình thế si nốp được tốt, các dự báo viên phải đưa ra được các kết luận về sự phát triển của các quá trình si nốp và các hiện tượng thời tiết có thể xảy ra trong thời hạn dự báo. Các kết luận đó phải mang tính chất định tính và định lượng rõ rệt.

- Các kết luận định tính là cơ sở để dự báo hình thế si nốp. Muốn có được các kết

luận định tính tốt cho công tác dự báo các dự báo viên cần phải:

(1) Hiểu rõ các quy luật phát triển của các quá trình khí quyển từ kinh nghiệm si nốp trên địa bàn dự báo và những điểm khái quát về lý thuyết của kinh nghiệm đó; vận dụng tốt các định luật động học và nhiệt học khí quyển khi xem xét các quá trình khí quyển.

(2) So sánh sự phát triển của các quá trình si nốp trong các trường hợp tương tự

khác đã xảy ra trước kia.

(3) Hiểu biết và nắm được các đặc trưng cực trị của các yếu tố thời tiết từ số liệu

khí hậu trên địa bàn dự báo.

(4) Sử dụng các quy tắc, quan trắc các dấu hiệu địa phương và sự biến đổi của thời

tiết rút ra từ công tác lâu năm của dự báo viên.

Như vậy, sự chính xác của các kết luận này phụ thuộc vào sự phức tạp nhiều hay ít của hình thế si nốp và vào chủ quan của dự báo viên đặc biệt là khả năng vận dụng lý thuyết và kinh nghiệm thực tế vào công tác dự báo của họ.

- Các kết luận định lượng rút ra được từ các phương pháp sau đây: (1) Phương pháp ngoại suy hình thức; (2) Phương pháp ngoại suy vật lý; (3) Phương pháp tính toán (dựa vào việc giải các phương trình thuỷ động lực học

và nhiệt động lực học - Phương pháp lý thuyết).

b) Các phương pháp dự báo hình thế si nốp * Những phương pháp ngoại suy hình thức: Phương pháp này coi sự di chuyển hay tiến triển của một đối tượng si nốp bất kỳ vào các khoảng thời gian tiếp theo vẫn bảo toàn như các khoảng thời gian trước không kể tới mối quan hệ nhân quả có thể làm thay đổi tận gốc của các đối tượng đó. Các phương pháp ngoại suy hình thức bao gồm: ngoại suy tuyến tính (ngoại suy đường thẳng); ngoại suy đường cong (ngoại suy có xét tới gia tốc); ngoại suy bằng phương pháp các đường

Trong công tác dự báo hình thế si nốp, phương pháp ngoại suy hình thức và phương pháp ngoại suy vật lý khá đơn giản mà kết quả dự báo cũng khá cao, vì vậy cho đến nay vẫn được nhiều nước trên thế giới sử dụng.

(1) Ngoại suy đường thẳng: Ngoại suy đường thẳng bao gồm việc xác định hướng và tốc độ di chuyển của đối tượng si nốp với giả thuyết rằng hướng và tốc độ đó vẫn được bảo tồn trong khoảng thời gian sau. Đây là phương pháp đơn giản nhất được sử dụng trong công tác dự báo hình thế si nốp. Muốn tiến hành ngoại suy theo phương pháp này ta chỉ cần 2 bản đồ thời tiết kế tiếp nhau.

đẳng biến áp; ngoại suy bằng phương pháp khai triển những biến thiên khí áp thành sóng và ngoại suy tính theo các công thức ngoại suy vi phân. Sau đây sẽ trình bày 4 phương pháp đầu:

Khi đó quãng đường mà tâm xoáy (hoặc một đối tượng si nốp khác) đi được trong thời gian t với vận tốc v được tính như sau: Hình 6-1

S = v.t

(2) Ngoại suy đường cong: Ngoại suy đường cong bao gồm việc xác định tốc độ di chuyển của đối tượng si nốp trong khoảng thời gian cuối cùng giữa các bản đồ thời tiết và xác định gia tốc chuyển động của đối tượng si nốp. Gia tốc này được xác định căn cứ vào biến thiên về hướng và tốc độ di chuyển của đối tượng si nốp trong 2 khoảng thời gian kế tiếp nhau.

Sơ đồ biểu diễn như hình 6-1.

Để làm công việc đó người ta dùng 3 bản đồ thời tiết kế tiếp nhau. Sơ đồ biểu diễn như hình 6- 2.

Hình 6-2

2

Quãng đường mà tâm xoáy (hoặc các đối tượng si nốp khác) đi được sẽ được tính theo công thức:

at 2

S = v.t +

(3) Phương pháp các đường đẳng biến áp: Phương pháp các đường đẳng biến áp

Nói chung, phương pháp ngoại suy đường thẳng và đường cong là cơ sở chủ yếu cho dự báo hình thế si nốp trong thời kỳ phát triển đầu tiên của Khí tượng si nốp và cho tới nay nó vẫn còn được áp dụng kết hợp với các phương pháp khác. Phép ngoại suy đường thẳng áp dụng được cho dự báo hạn từ 6 đến 12 h, còn phép ngoại suy đường cong khi không có sự biến thiên rõ rệt của hình thế si nốp thường cho kết quả tương đối thoả đáng trong dự báo hạn từ 12 đến 24 h.

bao hàm các bước sau đây:

- Lập bản đồ các đường đẳng biến áp bằng cách tính sự biến thiên của khí áp ở các

đài trạm, phân tích và vẽ các đường đẳng biến áp trên bản đồ.

- Dự báo sự di chuyển của các ổ biến áp (dùng ngoại suy tuyến tính hoặc ngoại suy đường cong) bằng cách di chuyển các ổ biến áp dọc theo hướng của các đường đẳng cao ở mực 700 mb với tốc độ bằng 0,8 lần tốc độ gió, hoặc ở mực 500 mb với tốc độ bằng 0,5 lần tốc độ gió. Cần chú ý rằng:

+ Các ổ biến áp ứng với các thời đoạn khác nhau theo thời gian có thể thay thế cho nhau (chẳng hạn: tâm giảm áp 6 h sẽ thay thế cho tâm giảm áp 3 h...). Hay nói cách khác là ở một vị trí nhất định sẽ xuất hiện lần lượt các trung tâm biến áp với thời gian lệch pha nhau. Thời gian đó gọi là độ lệch pha. Dựa vào tính chất lệch pha này người ta có thể dự báo được sự di chuyển của các ổ biến áp.

2

1

Độ lệch pha được tính theo công thức:

τ−τ 2

3

= Δτ (τ1, τ2 là thời gian tính ΔP)

12 − 2

= 4,5 h, Ví dụ: Tâm biến áp ΔP12h sẽ chiếm vị trí tâm biến áp ΔP3h sau

tức là tại một điểm nào đó trên bản đồ, sau khi có tâm khí áp ΔP3h thì chỉ sau 4,5 h sẽ có tâm biến áp ΔP12h.

+ Sự phân bố vị trí địa lý của tâm các ổ biến áp so với hướng di chuyển sẽ như sau: đằng trước là ổ biến áp ΔP3h, sau đó đến ổ biến áp ΔP6h, ΔP12h và ΔP24h. Và chỉ khi nào các trung tâm biến áp này trùng nhau thì các cơ cấu khí áp mới ổn định và ít chuyển động.

- Dự đoán độ sâu của các ổ biến áp bằng cách so sánh, ngoại suy trên cơ sở các bản đồ biến áp kế tiếp nhau. Trên thực tế độ sâu các ổ biến áp ΔP24h là lớn nhất, còn nhỏ nhất là các ổ biến áp ΔP3h.

Ngoài ra, có thể xem sự di chuyển của các ổ biến áp như là sự di chuyển của một sóng khí áp với chu kỳ bằng thời gian một ổ này chiếm chỗ một ổ khác cùng dấu và biên độ bằng hiệu số khí áp ở trung tâm của các ổ biến áp âm và dương cạnh nhau.

Người ta đã tính được tỷ số các biên độ sóng ấy trong trường hợp cường độ biến áp

sin

2

các vùng không biến thiên theo thời gian như sau:

A A

1

sin

τ 2 2 τ 1 2

=

sin

2

Trên kinh nghiệm thực tế, nếu cường độ biến áp biến đổi theo thời gian thì:

A A

1

sin

sin

2

+ Khi > thì cường độ của vùng biến áp 2 giảm xuống.

A < A

1

sin

τ 2 2 τ 1 2 τ 2 2 τ 1 2

24

thì cường độ của vùng biến áp 2 tăng lên. + Khi

A 12 A

A A

3

12

3

Thông thường với chu kỳ 48 h thì: = 1,5, khi đó = 3; > 3 (hoặc < 3) Do đó có thể dùng tỷ số này để dự báo sự biến đổi độ sâu của các ổ biến áp. A 12 A

thì vùng biến áp ΔP12h giảm (hoặc tăng).

- Vẽ bản đồ đẳng biến áp trong tương lai với các đường đẳng biến áp cách nhau 5 mb bằng cách nội suy giữa các độ sâu của các ổ biến áp đã dự đoán, có lưu ý đến bản đồ đẳng biến áp gần nhất.

- Tính giá trị khí áp dự đoán của từng điểm bằng cách cộng đại số giá trị khí áp ở các điểm với trị số biến thiên khí áp tương ứng trên bản đồ dự báo đẳng biến áp (có thể dùng phương pháp chập). Sau đó vẽ các đường đẳng áp, ghi các trung tâm xoáy thuận, xoáy nghịch... Ta được bản đồ hình thế khí áp dự báo ở mặt đất.

Một cách tương tự, có thể dùng các bản đồ đẳng biến cao để lập các bản đồ hình thế

khí áp trên cao trong tương lai.

Phương pháp này được coi là phương pháp phụ khi dự báo hình thế si nốp. (4) Phương pháp khai triển những biến thiên khí áp thành sóng Cơ sở của phương pháp khai triển những biến thiên khí áp thành sóng là coi sự biến thiên khí áp là kết quả của các sóng khí áp hình sin có biên độ và chu kỳ khác nhau. Với phương pháp này, người ta tiến hành dựng các đồ thị sóng khí áp với các chu kỳ dao động 4, 6, 8, 12 và 16 ngày đêm. Các đồ thị này được đem so sánh với các đồ thị về sự biến thiên thực của khí áp tại điểm dự báo trong suốt mấy ngày trước để chọn lấy một đồ thị sóng khí áp phù hợp nhất với diễn biến thực tế của khí áp.

Từ đồ thị chọn được này, ta có thể ngoại suy và dự báo được những biến thiên khí áp

ở điểm dự báo trong thời hạn sau.

y-1: tung độ sóng 1/4 chu kỳ trước; y-2: tung độ sóng 1/2 chu kỳ trước.

Tung độ của mỗi sóng qua nửa chu kỳ (y2) được tính như sau: y2 = - 0,19 (3 y0 - 2 y-1 - y-2) Trong đó: y0: tung độ sóng khí áp tại thời điểm đã định gần nhất (hiện tại); Như vậy, nếu ta chọn được sóng khí áp có chu kỳ 4, 8, 12... ngày đêm thì việc dự báo

thực hiện được cho 2, 4, 6... ngày đêm.

Phương pháp khai triển những biến thiên khí áp thành sóng có thể kết hợp với

phương pháp đường đẳng biến áp cho kết quả khá tốt.

* Phương pháp ngoại suy vật lý Phương pháp ngoại suy vật lý sử dụng trong dự báo hình thế si nốp và các điều kiện thời tiết dựa vào việc tính sự vận chuyển của các đặc trưng thời tiết cùng với sự di chuyển của các khối không khí mang theo các đặc trưng đó.

Tuy nhiên, cần lưu ý rằng: trong những trường hợp khí áp biến thiên đột ngột thì bất kỳ phương pháp ngoại suy hình thức nào cũng không có thể cho kết quả thoả đáng, khi đó cần sử dụng các phương pháp ngoại suy khác.

ưu điểm của phương pháp là tính lập luận có cơ sở vật lý rõ ràng, song khi đơn giản

hóa thì nó cũng chỉ hơn phương pháp ngoại suy hình thức chút ít. - Cơ sở của phép ngoại suy vật lý là quy tắc dòng dẫn đường: + Quy tắc tổng quát: Hệ thống khí áp ở mặt đất di chuyển theo hướng của các dòng không khí bền ít xoáy (dòng dẫn đường) ở độ cao chừng 4 đến 6 km với tốc độ di chuyển có thể xác định theo công thức tổng quát:

vmđ = k.vg|P =const

vg là tốc độ gió địa chuyển ở mực vận chuyển.

Trong đó: k là hệ số vận chuyển, phụ thuộc tốc độ gió ở mực chuyển vận; Tất nhiên, không phải bất cứ trường hợp nào cũng thoả mãn quy tắc này, đặc biệt khi trung tâm khí áp ở mặt đất trùng với trung tâm ở trên cao thì khó có thể áp dụng được vì tốc độ di chuyển của cơ cấu khí áp không lớn.

+ Quy tắc chắn gió: Nếu trên đường đi của một xoáy thuận trong tầng đối lưu có một đới gió mạnh lập một góc lớn với quỹ đạo của xoáy thuận thì khi đến gần đới chắn gió ấy: thoạt đầu xoáy thuận sẽ chuyển động chậm lại, rồi sau đó thay đổi hướng rõ rệt phù hợp với hướng của các đường dòng mới và tốc độ di chuyển của xoáy thuận lại tăng lên.

- Những quy tắc thực nghiệm về sự di chuyển của xoáy thuận, nghịch là hình thức

riêng của quy tắc tổng quát.

T

V

T

C

Chẳng hạn: + Xoáy thuận không đối xứng về phương diện nhiệt di chuyển theo hướng song song với hướng đường đẳng áp trong khu nóng. Điều này phù hợp với quy tắc dòng dẫn đường bởi vì đường đẳng áp trong khu nóng có hướng trùng với hướng của dòng dẫn đường (hình 6-3).

V Hình 6-4

V

T

(a)

Hình 6-3 + Tâm của xoáy thuận di chuyển ngược chiều (còn xoáy nghịch thì cùng chiều) kim đồng hồ theo hướng vuông góc với hình chiếu của trục không gian trên mặt nằm ngang. Điều này phù hợp với quy tắc dòng dẫn đường bởi vì hình chiếu của trục không gian của xoáy vuông góc với các đường đẳng áp, các đẳng cao trùng với hướng của dòng dẫn đường (hình 6-4).

T

(b)

V

+ Hai xoáy thuận liên hợp (có các đường đẳng áp chung khép kín) di chuyển sao cho chúng quay ngược chiều kim đồng hồ tương đối với nhau. Hình 6-5 biểu diễn sự di chuyển của hai xoáy thuận liên hợp, trong đó: xoáy thuận (a) ở giai đoạn cuối di chuyển chậm hơn; còn xoáy thuận (b) trẻ hơn di chuyển nhanh hơn.

Hình 6-5

Quy tắc này cũng hiển nhiên phù hợp với quy tắc dòng dẫn đường vì một trong hai xoáy thuận là tổ chức khí áp tầm cao, trên mực 700 - 500 mb được thể hiện bằng những đường đẳng cao khép kín, do đó hướng di chuyển của các xoáy thuận liên hợp này sẽ theo hướng của dòng dẫn đường.

V

T

C

+ Xoáy thuận đi vòng quanh một xoáy nghịch ổn định ít di động theo chiều kim đồng hồ, tức là theo hướng của các đường đẳng áp trong xoáy nghịch (hình 6-6).

Hình 6-6

Quy tắc này cũng phù hợp với quy tắc dòng dẫn đường vì xoáy nghịch ít di động là một tổ chức khí áp tầm cao, mà trong tổ chức khí áp tầm cao thì hướng các đường đẳng áp trên bản đồ mặt đất gần trùng với hướng của các đường đẳng cao và như vậy trùng hướng với hướng của dòng dẫn đường.

500

+ Dễ dàng nhận thấy: Các rãnh khí áp di chuyển tương đối so với tâm xoáy thuận mà nó có liên quan ngược chiều kim đồng hồ. Các lưỡi khí áp di chuyển tương đối so với tâm xoáy nghịch mà nó có liên quan theo chiều kim đồng hồ.

1000OT .

+ Quy tắc Bơ rao nốp: Sự di chuyển của xoáy thuận và xoáy nghịch theo hướng của các đường đẳng nhiệt đi qua tâm xoáy và hơi lệch đi một góc nào đó (ví dụ: xoáy thuận lệch 28o về bên trái). Thông thường người ta dùng hướng của các đường đẳng độ dày trên bản đồ

500

500

Quy tắc này cũng phù hợp với quy tắc dòng dẫn vì theo lý thuyết gió nhiệt thì theo độ cao hướng gió sẽ quay dần đến tiếp cận với hướng của đường đẳng nhiệt, do đó hướng của các đường đẳng nhiệt cũng gần trùng hướng gió trong tầng đối lưu trung bình (hướng của dòng dẫn).

+ Quy tắc Bu súc: Nếu các đường đẳng cao trên bản đồ AT850 hay AT700 qua trung tâm của xoáy thuận trùng về hướng với các đường đẳng cao trên bản đồ 1000OT qua trung 1000OT thì lấy hướng tiếp tuyến với các đường đẳng cao trên bản đồ tâm của xoáy thuận tại mặt đất làm hướng di chuyển.

Tuy vậy, khi sử dụng các quy tắc trên đây cần lưu ý các điểm sau đây: - Các quy tắc nhắc đến trên đây đều thuộc Bắc bán cầu, ở Nam bán cầu có thể lập

luận tương tự mà suy ra.

- Khi tốc độ dòng dẫn đường lớn thì kết quả dự báo tăng rõ rệt; đồng thời khi tốc độ gió nhỏ, tâm xoáy di chuyển chỉ được quãng đường ngắn điều đó làm giảm sai số dự báo. Do đó việc áp dụng quy tắc dòng dẫn khá đảm bảo khi tốc độ trên dòng dẫn lớn và tốc độ gió nhỏ.

- Phương pháp dự báo này cũng chỉ là phương pháp gần đúng giản đơn. Nó cho kết quả tốt nhất với việc dự báo những biến thiên của bình lưu nhiệt và kém nhất là dự báo sự biến thiên khí áp và sự di chuyển của tâm xoáy. Nguyên nhân kết quả dự báo không cao là sự thay đổi của trường khí áp và sự di chuyển của

* Khái niệm về phương pháp thủy động lực Thực chất của phương pháp thủy động lực là: coi các hiện tượng, qúa trình khí quyển như là các hiện tượng, quá trình thủy động lực; các hiện tượng, quá trình này được mô tả bằng các phương trình thủy động lực đã được biến đổi một cách thích hợp có xét tới các hiện tượng, quá trình thực. Chẳng hạn: việc tính toán định lượng các nhân tố bình lưu của nhiệt độ, tính các tốc độ thẳng đứng, phân tích những biến thiên khí áp... đều phải sử dụng các phương trình của động lực học khí quyển như: phương trình chuyển động, phương trình liên tục, phương trình nhập nhiệt, phương trình xoáy tốc độ...

xoáy là một quá trình phức tạp do một loạt các nhân tố bình lưu và động lực gây nên cộng với sự không chính xác khi vẽ các đường đẳng cao.

Khi áp dụng các phương trình này vào việc phân tích các nhân tố hình thành thời tiết riêng biệt, phải tính đến mối tương tác giữa các hiện tượng, các quá trình với nhau vì mỗi một hiện tượng, quá trình riêng biệt đều có liên quan không thể tách rời với một loạt các hiện tượng, các qúa trình khí quyển khác.

c) Lập bản đồ hình thế si nốp dự báo Lập bản đồ hình thế si nốp dự báo là khâu cuối cùng của công tác dự báo hình thế si nốp. Bản đồ hình thế si nốp dự báo là một bản đồ thời tiết, trong đó thể hiện rõ về sự phân bố các đối tượng si nốp (đặc biệt là trường áp và front) trong tương lai ở thời điểm cần dự báo (thường là trùng với các kỳ quan trắc chính).

Mặt khác, các yếu tố khí tượng luôn biến đổi theo thời gian, do đó khi dự báo phải phân khoảng thời gian dự báo thành các khoảng nhỏ gọi là bước dự báo. Lấy kết quả dự báo bước trước tính toán cho bước tiếp theo. Phải giải bài toán dự báo với nhiều yếu tố khí tượng một cách đồng thời (tất nhiên đôi khi cũng có thể dự báo tách riêng một vài yếu tố song cũng phải tiến hành suốt thời gian dự báo).

Nội dung lập bản đồ hình thế si nốp dự báo bao gồm các công việc sau: - Dùng phương pháp ngoại suy hình thức để xác định một cách tương đối các

trung tâm khí áp tại thời điểm dự báo.

- Phân tích các đặc điểm của trường nhiệt áp để xác định vị trí của các trung tâm biến áp, hình dung độ biến thiên cũng như sự phân bố các trung tâm biến áp. Trên cơ sở đó dự đoán độ biến thiên khí áp có thể xảy ra cũng như trị số áp suất tại các điểm khác nhau vào thời điểm dự báo.

- Căn cứ vào tốc độ và hướng của dòng dẫn đường (về mùa đông lấy trên bản đồ AT700, còn về mùa hè lấy trên bản đồ AT500;), xác định lại một cách chính xác hơn vị trí của các cơ cấu khí áp, vị trí các trung tâm biến áp (hướng di động của các cơ cấu khí áp lấy trung gian giữa hướng của dòng dẫn đường và hướng của ổ biến thiên khí áp ở khu vực dự báo; tốc độ di chuyển v = 0,7 ÷ 0,8.vg ).

- Khi xác định vị trí tương lai của cơ cấu khí áp cần để ý đến vai trò của các trung tâm khí áp có tác dụng tương hỗ với nhau và chú ý đến các quá trình lặp đi lặp lại nhiều lần (quá trình si nốp điển hình) trong khu vực dự báo đã được đúc kết từ tài liệu si nốp địa phương và kinh nghiệm của các dự báo viên. Từ đó có thể dự báo chính xác hơn một số chi tiết có thể xảy ra trong quá trình si nốp điển hình đó.

- Xác định trị số khí áp dự báo cho các địa điểm trên khu vực dự báo (ưu tiên tâm,

trục của lưỡi, rãnh... trước) bằng cách cộng trị số ban đầu với trị số biến áp dự báo

- Xác định front trên bản đồ dự báo bằng cách: + Ngoại suy bằng đồ thị chuyển động của front (ngoại suy đường cong) + Dựa vào tốc tốc độ gió trên bản đồ hình thế khí áp (vg). + Dựa vào trường biến áp ở gần front (trước front ΔP < 0; sau front ΔP > 0, front

di chuyển nhanh ở nơi có ⏐ΔP⏐lớn.

+ Dựa vào các giai đoạn phát triển của các cơ cấu khí áp: ứng với mỗi giai đoạn

khác nhau thì front có cấu trúc khác nhau.

- Để xác định quãng đường đi được của các đối tượng si nốp người ta thường dùng thước ngoại suy. Thước ngoại suy là một giải băng chia thành từng đoạn biểu thị chiều dài của quãng đường tương ứng với tốc độ chuyển động. Thước lập phù hợp với tỷ lệ của bản đồ (ví dụ với bản đồ tỷ lệ 1/2.107 thì mỗi đoạn của thước tính cho 24 giờ là 1,2 cm; cạnh mỗi vạch chia của thước có ghi các giá trị tốc độ gió khác nhau: 0, 10, 20, 30, 40... km/h).

Dùng thước ngoại suy có thể giải quyết được các bài toán sau: + Xác định đường đi của các đối tượng si nốp khi biết tốc độ gió trong khoảng

thời gian nào đó (thường là trong 24 h).

Trường hợp này, để xác định đường đi của đối tượng si nốp trong 24 h, ta đặt vạch 0 km trên thước lên điểm khởi đầu của đối tượng trên bản đồ, cho thước uốn cong theo đường đi (thường lấy là đường đẳng áp hoặc đường đẳng cao) của đối tượng si nốp; nếu tốc độ gió là 40 m/s thì điểm trên bản đồ trùng với vạch 40 m/s trên thước sẽ là điểm cuối mà đối tượng si nốp đó đi được trong 24 h với tốc độ di chuyển là 40 m/s. Người ta thường áp dụng bài toán này để tính biến thiên bình lưu nhiệt, ẩm.

+ Tìm tốc độ di chuyển của các đối tượng si nốp khi biết vị trí của chúng ở thời

điểm đầu và cuối trên bản đồ si nốp.

Trường hợp này, ta cũng đặt vạch 0 km trên thước lên điểm khởi đầu của đối tượng si nốp trên bản đồ, cho thước uốn cong theo đường đi của đối tượng, thì tốc độ ứng với vạch chia trên thước trùng với điểm cuối của đối tượng trên bản đồ là tốc độ di chuyển của đối tượng si nốp đó.

+ Tìm vị trí tương lai của các đối tượng si nốp khi biết hướng và tốc độ di

chuyển của chúng.

Trường hợp này, cách làm giống như trường hợp đầu, có nghĩa là: cũng đặt vạch 0 km trên thước lên điểm khởi đầu của đối tượng trên bản đồ, cho thước uốn cong theo hướng đi dự báo (thường lấy là đường đẳng áp hoặc đường đẳng cao dự báo) của đối tượng si nốp; điểm trên bản đồ trùng với vạch ứng với tốc độ di chuyển dự báo của đối tượng trên thước sẽ là vị trí tương lai của đối tượng si nốp đó đi được trong 24 h.

- Cuối cùng vẽ lại các đường đẳng áp, sửa lại vị trí của front. Trong thực hành cần luôn luôn đối chiếu vị trí của các đường đẳng áp với nhau, đối chiếu hình thù của trường khí áp với vị trí của front. Phải lưu ý đến các khu vực có GP lớn và nhỏ đặc

biệt, các rãnh nhất là rãnh trong vùng front, từ đó có thể sửa chữa lại được dạng của front chính xác hơn.

Tóm lại, việc lập bản đồ dự báo hình thế si nốp phụ thuộc chặt chẽ vào các phương pháp tính trước (định tính và định lượng) các nhân tố tạo thành hình thế si nốp.

Ngày nay phương pháp tính toán định lượng của khí tượng học ngày càng hoàn thiện như: các phương pháp của các nhà khoa học Nga, Nauy với các công thức ngoại suy vi phân tính trước biến thiên của trường áp; các phương pháp của các nhà khoa học Đức, Anh, Mỹ... với tính toán định lượng để lập bản đồ dự báo. 6.2 Các loại hình thế thời tiết trên khu vực Biển Đông 6.2.1 Vị trí địa lý và điều kiện tự nhiên Biển Đông Biển Đông nằm trọn trong vành đai nhiệt đới Bắc Bán cầu, là vành đai nhận được lượng bức xạ mặt trời trực tiếp nhiều nhất so với các vành đai khác trên mặt đất. Biển Đông nằm ở khu vực chịu ảnh hưởng của nhiều trung tâm tác động quy mô hành tinh, 3 trung tâm quan trọng nhất trong số đó là cao áp lạnh lục địa châu á (nguồn gốc gió mùa Đông Bắc á), cao áp phó nhiệt đới Thái Bình Dương (nguồn gốc gió mùa Đông Nam á), các áp thấp nóng và rãnh gió mùa phía tây (nguồn gốc gió mùa Nam á).

Biển Đông nằm ở phía tây của Thái Bình Dương là một biển kín bao bọc bởi các đảo Đài Loan, quần đảo Philippin ở phía đông, các đảo Borneo, Sumatra thuộc Indonexia, bán đảo Malayxia ở phía nam và đông nam, bán đảo Đông Dương ở phía tây và lục địa nam Trung Hoa ở phía bắc. Biển Đông có 9 quốc gia ven biển đó là: Việt Nam, Thái Lan, Cămpuchia, Trung Quốc, Phippin, Inđônexia, Brunây, Singapo và Malayxia.

Biển Đông có khả năng trao đổi nước với các đại dương và biển lân cận thông qua các eo. Phía nam Biển Đông trao đổi nước với ấn Độ Dương qua eo Karimanta và Malaca, phía bắc và phía đông Biển Đông các khối nước giao lưu với tây bắc, tây Thái Bình Dương qua eo Đài Loan, Basi và vùng biển Philippin, eo Luzon. Biển Đông có hai vịnh lớn là vịnh Bắc Bộ và vịnh Thái Lan. Vịnh Bắc Bộ rộng khoảng 160 000 km2 trải dài từ vĩ tuyến 170N đến vĩ tuyến 210N, độ sâu trung vịnh Bắc Bộ vào khoảng 30 m, độ sâu lớn nhất hơn 100 m. Vịnh Bắc Bộ nằm trong lãnh hải của hai nước Việt Nam và Trungg Quốc. Vịnh Thái Lan có diện tích khoảng 293 000 km2, nằm sâu vào bờ tây nam Biển Đông. Vịnh Thái Lan nằm trong lãnh hải của 4 nước là Việt Nam, Thái Lan, Cămpuchia và Malaisia.

Biển Đông có khoảng hơn 3000 hòn đảo lớn nhỏ, trong đó tại vịnh Bắc Bộ có khoảng 2300 đảo, vịnh Thái Lan có khoảng 165 đảo với đảo lớn nhất ven bờ Việt Nam đó là đảo Phú Quốc. Ngoài khơi Biển Đông có hai quần đảo lớn thuộc chủ quyền Việt Nam đó là quần đảo Trường Sa và Hoàng Sa. Biển Đông giầu về tài nguyên, đa dạng sinh học phong phú, thuận lợi giao thông đường biển, giao lưu quốc tế.

6.2.2 Quan điểm chung về phân loại các hình thế thời tiết trên Biển Đông Có thể có nhiều phương pháp để phân loại ra các trường khí áp. Dạng trường khí áp tự nhiên tồn tại thực tế chịu tác động trực tiếp của áp cao, áp thấp, sống, rãnh, hội tụ nhiệt đới...

Mô tả dạng các hình thế khí áp tự nhiên thông qua các giải pháp chủ quan và khách quan (công nghệ tương quan, công nghệ hàm trực giao và phân tích điều hoà, công nghệ hàm trực giao kinh nghiệm…). Các trường khí áp xem xét trong tài liệu này là kết quả của phân loại theo giải pháp chủ quan từ nhận thức thực tế về các loại hình thời tiết thường được nhận biết qua các bản tin dự báo, thông báo công cộng dựa vào các bản đồ synop hàng ngày.

Cơ sở tư liệu: Bản đồ phân tích dự báo hàng ngày với nhiều yếu tố thời tiết, trong đó có khí áp mực biển khu vực Biển Đông giai đoạn từ năm 1969 đến năm 1998, mỗi ngày có 4 bản đồ vào các obs: 01, 07, 13 và 19 giờ.

Phương pháp phân loại: Nhận dạng các hình thế synop tự nhiên thông qua nhận thức chủ quan có so sánh đối chiếu với tài liệu đã công bố về các loại hình thé khí áp thường xuất hiện trên Biển Đông:

- Nhận dạng trường áp và trường gió thực tế hàng ngày trên bản đồ mặt đất khu

vực Biển Đông, gán tên thông dụng cho từng dạng.

- Liên hệ mỗi dạng hình thế với những hệ thống quy mô lớn (quy mô khu vực và toàn cầu), trong đó chủ yếu là 3 hệ thống gió mùa Đông-Bắc á, gió mùa Đông-Nam á và gió mùa Nam á.

- Xem xét hệ quả thời tiết của mỗi dạng hình thế đã được phân định đối với

vùng ven biển và vùng biển ven bờ Việt Nam.

6.2.3 Kết quả phân loại hình thế thời tiết trên Biển Đông Theo phương pháp trình bày trên, tiến hành phân loại các hình thế thời tiết trên

1) Hình thế khí áp gió mùa Đông Bắc tăng cường (Hình thế ĐB1) áp cao lạnh lục địa châu á phát triển đến giai đoạn cực đại, khi có những điều kiện thuận lợi sẽ bột phát xuống phía nam, không khí lạnh cực đới tràn xuống Việt Nam và Biển Đông, có thể có hoặc không có fron lạnh, Biển Đông nằm ở rìa phía nam của cao áp lạnh này, đây là hình thế synop tự nhiên gây gió đông bắc trên Biển Đông ổn định với cường độ mạnh.

Biển Đông, kết quả thu được 21 loại hình trong đó có 1 loại không xác định (KXĐ).

Hình thế ĐB1 có thể xuất hiện từ tháng 10 năm trước đến tháng 4 năm sau, tập trung trong các tháng từ tháng 12 năm trước đến tháng 3 năm sau. Trung bình mỗi đợt tồn tại kéo dài 2,5 ngày/đợt, tháng 10, tháng 11 ngắn hơn là 2,1 ngày, tháng 1, tháng 2 dài nhất là 2,7 ngày/đợt.

2) Hình thế gió mùa Đông Bắc tăng cường kết hợp rãnh ngang ở phía nam Biển

Đông (Hình thế ĐB1R)

Đây là hình thế synop tự nhiên gây gió đông bắc trên Biển Đông ổn định với cường độ mạnh nhất so với các hình thế gió mùa đông bắc khác, cũng là hình thế gây gió Chướng ở vùng ven biển Nam Bộ, tuỳ thuộc hướng (đông tây hoặc tây bắc-đông nam) của trục rãnh thấp nam Biển Đông, tuỳ thuộc vị trí tâm vùng xoáy thuận (nếu có) trên rãnh, gió ở phía bắc trục rãnh khi vào đến vùng ven biển Nam Bộ có thể chuyển thành hướng đông hoặc đông nam.

3) Hình thế gió mùa Đông Bắc biến tính (Hình thế ĐB2) Tiếp sau mỗi đợt gió mùa Đông Bắc tăng cường là quá trình suy yếu và biến tính của nó, cường độ trung tâm cao áp lạnh lục địa châu á suy yếu, tâm nằm lệch về phía đông so với vị trí trung bình, Việt Nam và Biển Đông nằm ở rìa tây nam hoặc nam-tây nam áp cao này, hướng gió dông bắc trên Biển Đông lệch dần về đông với cường độ yếu dần, nhiệt độ và độ ẩm không khí tăng dần.

Hình thế ĐB1R có thể xuất hiện từ tháng 10 năm trước đến tháng 3 năm sau, tập trung trong các tháng từ tháng 11 năm trước đến tháng 1 năm sau. Trung bình mỗi đợt tồn tại kéo dài 2,8 ngày/đợt, không có biến động lớn giữa các tháng.

4) Hình thế gió mùa đông bắc biến tính hồi quy (Hình thế ĐB3) Về bản chất, hình thế này là dạng đặc biệt của hình thế ĐB2 kết hợp với quá

Hình thế ĐB2 có thể xuất hiện từ tháng 10 năm trước đến tháng 4 năm sau, tập trung trong các tháng từ tháng 11 năm trước đến tháng 2 năm sau. Trung bình mỗi đợt tồn tại kéo dài 2,6 ngày/đợt, tháng 10, tháng 11 dài nhất xấp xỉ 3 ngày, giảm dần sang tháng 3, tháng 4 chỉ còn 2,1 ngày/đợt.

trình hình thành một fron mới ở phía nam lục địa Trung Quốc, trường gió ở phía bắc Biển Đông (tức ở phía nam của fron lạnh đang hình thành) có hướng đông đến đông nam đưa không khí biến tính trên biển tương đối ấm và ẩm xâm nhập vùng ven bờ

(biển và đất liền) nam Trung Quốc và bắc Việt Nam, khi tiếp xúc với mặt đệm lạnh hơn, hiện tượng làm lạnh bình lưu gây ra thời tiết nồm (mưa phùn và sương mù bình lưu) ở những khu vực này.

Hình thế ĐB3 có thể xuất hiện từ tháng 10 năm trước đến tháng 4 năm sau, tập trung và tăng dần trong các tháng từ tháng 12 năm trước đến tháng 4 năm sau. Trung bình mỗi đợt tồn tại kéo dài 2,6 ngày/đợt, biến động giữa các tháng không thể hiện quy luật rõ rệt.

5) Hình thế khí áp lưỡi cao áp lạnh Đông Trung Hoa (Hình thế CAĐTH) Nửa sau mùa đông, cao áp lạnh lục địa châu á sau thời kỳ cường thịnh, thường suy yếu và di chuyển ra khỏi lục địa châu á và dừng lại ở vùng biển phía đông Trung Quốc nên được gọi là áp cao Đông Trung Hoa, Biển Đông nằm ở rìa tây nam lưỡi áp cao này. Về bản chất, hình thế này tương tự hình thế ĐB3 nhưng trung tâm áp cao lạnh phía bắc lệch đông hơn, gió đông nam trên Biển Đông yếu hơn, do đó cường độ xâm nhập của không khí biến tính trên biển vào vùng ven biển yếu hơn.

6) Hình thế khí áp gió mùa Tây Nam 1 Gió mùa Tây Nam bao phủ toàn bộ Biển Đông, rãnh trục hướng đông-tây nằm ở phía nam lục địa Trung Quốc (Hình thế TN1): áp thấp nóng phía tây (trung tâm trên vùng núi cao Hymalya) phát triển mạnh sang phía đông lục địa châu á, có một rãnh thấp trục hướng đông-tây nằm trên phần phía nam lục địa Trung quốc, gió mùa Tây-Nam mạnh bao phủ toàn bộ Biển Đông.

Hình thế CAĐTH có thể xuất hiện vào tháng 11 và các tháng cuối mùa đông (tháng 2, 3 và 4), tập trung trong các tháng 3 và tháng 4. Trung bình số ngày tồn tại kéo dài là 4,3 ngày/đợt, sự biến động giữa các tháng không biểu hiện quy luật rõ rệt.

7) Hình thế khí áp gió mùa Tây-Nam 2 Gió mùa Tây Nam bao phủ toàn bộ phần giữa và nam Biển Đông, rãnh trục hướng đông-tây nằm ở phía bắc Biển Đông (Hình thế TN2): áp thấp nóng phía tây (trung tâm trên vùng núi cao Hymalya) phát triển mạnh xuống phía đông nam, nối liền với rãnh thấp nguồn gốc nhiệt đới có trục hướng đông-tây nằm ở phía bắc

Hình thế TN1 có thể xuất hiện trong thời kỳ từ tháng 4 đến tháng 9, tập trung trong các tháng 6, tháng 7 và tháng 8. Trung bình số ngày tồn tại kéo dài là 3,7ngày/đợt và có xu hướng tăng dần từ tháng 4 đến tháng 8.

Biển Đông, có thể có bão hoặc áp thấp nhiệt đới ở phía đông, gió mùa Tây-Nam bao phủ toàn bộ phần giữa và nam Biển Đông.

8) Hình thế khí áp gió mùa Tây Nam 3 (Hình thế TN3) áp thấp nóng phía tây (trung tâm nằm ở vùng núi cao Hymalya) phát triển mạnh xuống phía nam, hình thành rãnh thấp nóng trục hướng bắc-nam nằm ở phía tây bán

Hình thế TN2 có thể xuất hiện trong thời kỳ từ tháng 3 đến tháng 9, tập trung trong các tháng 5, 6, 7 và 8, sớm hơn hình thế TN1 một tháng. Trung bình số ngày tồn tại kéo dài là 2,7 ngày/đợt, sự biến động giữa các tháng không thấy có xu hướng rõ rệt.

đảo Đông Dương, Việt Nam và Biển Đông nằm ở phần phía đông trục rãnh này, gió Tây-Nam mạnh và ổn định bao phủ toàn bộ bán đảo Đông Dương và Biển Đông.

Hình thế TN3 có thể xuất hiện trong thời kỳ từ tháng 2 đến tháng 8, bắt đầu và kết thúc sớm hơn hình thế TN2 một tháng, số lượng hình thế này tương đối đồng đều giữa các tháng. Trung bình số ngày tồn tại kéo dài là 2,9 ngày/đợt, giữa các tháng không thấy có xu hướng biến động rõ rệt.

B1)

9) Hình thế khí áp bão và áp thấp nhiệt đới ở phía bắc Biển Đông (Hình thế

Bão và áp thấp nhiệt đới có tâm nằm trên khu vực từ vĩ tuyến 17 về phía bắc.

Hình thế B1 có thể xuất hiện từ tháng 5 đến tháng 11 tập trung từ tháng 6 đến tháng 10, số ngày tồn tại kéo dài của mỗi cơn là 2,5 ngày/cơn và tương đối đồng đều giữa các tháng, trong đó tháng 8 kéo dài nhất, trung bình là 2,9 ngày/cơn. Các trị số khí áp đặc trưng của loại hình khí áp bão khu vực bắc Biển Đông (B1), Ptb = 1007.82 mb, Pmax = 1016.46 mb xẩy ra tại khu vực 200 N và 1110 E, Pmin = 993.22 mb xẩy ra tại khu vực 200 N và 1110 E.

Bão trong tình thế này thường đổ bộ vào bờ biển nam Trung Quốc hoặc phía bắc Việt Nam, kéo theo trường gió tây nam phát triển lên bao trùm Biển Đông, vì vậy hình thế TN1 chiếm tần suất cao nhất trong các tình thế chuyển đổi từ hình thế bão B1 sang.

10) Hình thế khí áp bão và áp thấp nhiệt đới giữa Biển Đông (hình thế B2) Bão và áp thấp nhiệt đới hoạt động trên Biển Đông , có tâm nằm trên khu vực từ

vĩ tuyến 10 đến vĩ tuyến 17.

Trừ tháng 2, hình thế B2 có thể xảy ra ở tất cả các tháng còn lại trong năm tần suất hoạt động tương đối lớn tập trung trong thời kỳ từ tháng 7 đến tháng 11, lớn nhất vào tháng 10. Số ngày tồn tại kéo dài của mỗi cơn trung bình là 2,7 ngày/cơn, không thấy có xu hướng biến đổi rõ của yếu tố này giữa các tháng. Các trị số khí áp đặc trưng của loại hình khí áp bão khu vực giữa Biển Đông (B2), Ptb= 1008.19 mb, Pmax= 1017.61 mb xẩy ra tại ku vực 200N và 1150E, Pmin= 993.99 mb xẩy ra tại khu vực 160N và 1130E.

Số bão và áp thấp nhiệt đới ở giữa Biển Đông di chuyển lên phía bắc chiếm tần

suất cao nhất, vì vậy tần suất chuyển đổi từ hình thế B2 sang hình thế B1 cao nhất.

11) Hình thế khí áp bão và áp thấp nhiệt đới ở phía nam Biển Đông (Hình thế

B3)

Bão và áp thấp nhiệt đới hoạt động ở nam Biển Đông có vị trí tâm nằm trên khu

vực từ vĩ tuyến 10 về phía nam.

Hình thế B3 có thể xảy ra vào 2 thời kỳ , thời kỳ từ tháng 3 đến tháng 6 ứng với quá trình mặt trời tiến lên chí tuyến bắc, thời kỳ từ tháng 10 năm trước đến tháng 1 năm sau ứng với quá trình mặt trời đi xuống nam bán cầu. Số ngày tồn tại trung bình của một cơn trong hình thế này là 2,3 ngày/cơn. Các trị số khí áp đặc trưng của loại hình khí áp bão khu vực nam Biển Đông (B3), Ptb =1011.54 mb, Pmax =1017.3 mb xảy ra tại khu vực 240N và 1190 E, Pmin =1004.89 xảy ra tại khu vực 120N và 1100E.

12) Hình thế khí áp hoàn lưu bão xa (hình thế HLBX) Những cơn bão mạnh, phạm vi gió bão lớn nhưng tâm bão còn nằm ngoài Thái Bình Dương (phía đông kinh tuyến 120), hoàn lưu bão bao phủ phần lớn Biển Đông. Hình thế HLBX có thể xuất hiện từ tháng 5 đến tháng 11, tập trung thời kỳ từ tháng 8 đến tháng 11, số ngày tồn tại kéo dài của mỗi cơn là 1,9 ngày/cơn và tương đối đồng đều giữa các tháng, tuy nhiên các tháng 10 và 11 ngắn hơn, trung bình là 1,6 ngày/cơn. Các trị số khí áp đặc trưng của loại hình khí áp hoàn lưu bão xa (HLBX), Ptb=1007.19mb, Pmax=1022.02mb xảy ra tại khu vực 12o N và 119o.E. Số bão và áp thấp nhiệt đới từ Thái

Bình Dương đi vào bắc Biển Đông chiếm tần suất cao nhất vì vậy số lần hình thế HLBX chuyển sang hình thế B1 chiếm tần suất lớn nhất.

độ yếu đến trung bình (hình thế PNĐ1)

13) Trường khí áp hình thế lưỡi áp cao phó nhiệt đới Thái Bình Dương cường

Lưỡi cao áp phó nhiệt đới Thái Bình Dương nằm trên Biển Đông thể hiện ở các

đường đẳng áp và trường gió uốn cong xoáy nghịch, cường độ yếu.

Hình thế PNĐ1 có thể xuất hiện từ tháng 3 đến tháng 10, tập trung thời kỳ từ tháng 4 đến tháng 8, ứng với quá trình mặt trời lên chí tuyến bắc, cao áp phó nhiệt đới Thái Bình Dương nâng trục lên vĩ độ cao. Số ngày tồn tại trung bình của hình thế này

là 2,8 ngày/đợt và không thấy xu thế biến động rõ rệt giữa các tháng. Các trị số khí áp đặc trưng của loại hình khí áp PNĐ1, Ptb=1009.61mb, Pmax=1019.66mb xẩy ra tại khu vực 20 o N và 115 o E, Pmin=999.49mb xẩy ra tại khu vực 20 o N và 111 E.

về phía tây (hình thế PNĐ2)

14) Trường khí áp hình thế lưỡi áp cao phó nhiệt đới Thái Bình Dương lấn xa

Cao áp phó nhiệt đới Thái Bình Dương có cường độ tương đối mạnh, lấn xa về phía tây, trường gió trên Biển Đông yếu, hướng uốn cong xoáy nghịch nhưng cường độ yếu.

Hình thế PNĐ2 có thể xuất hiện trong các tháng 5,8,9 và 10 ứng với hai thời kỳ mặt trời ở thiên đỉnh, tháng 6 tháng 7 như thời kỳ ngưng hoạt động của hình thế này. Số ngày tồn tại kéo dài trung bình của 1 đợt là 3,7 ngày/đợt, dài hơn hình thế PNĐ1. Các trị số khí áp đặc trưng của loại hình khí áp PNĐ2. Ptb =1009.67 mb, Pmax =1016.66mb xẩy ra tại khu vực 200N và 1110 E, Pmin = 993.30 mb xẩy ra tại khu vực 200N và 1070E.

RTBĐN)

15) Trường khí áp hình thế rãnh thấp trục hướng tây-bắc/đông-nam (hình thế

Sự phối hợp của áp thấp nóng phía tây phát triển xuống phía đông nam và lưỡi áp cao phó nhiệt đới Thái Bình Dương tạo thành rãnh thấp trục hướng tây- bắc/đông-nam, trước rãnh là vùng hội tụ gió , kéo dài về phía đông trục rãnh có thể được nối với áp thấp nhiệt đới hoặc bão .

HT1)

Hình thế RTBĐN có thể xuất hiện từ tháng 2 đến tháng 10, tập trung trong thời kỳ từ tháng 4 đến tháng 8. Số ngày tồn tại trung bình của hình thế này là 2,6 ngày/đợt và không thấy xu thế biến động rõ rệt giữa các tháng .Các trị số khí áp đặc trưng của loại hình khí áp rãnh thấp trục tây bắc đông nam, Ptb=1009.06mb ,Pmax=1016.57 mb xẩy ra tại khu vực 200N và 1190E, Pmin=1000.44mb xẩy ra tại khu vực 200N và 1110E. 16) Trường khí áp hình thế dải hội tụ nhiệt đới nằm ở bắc Biển Đông (hình thế

Giải hội tụ nhiệt đới nằm trên khu vực vĩ tuyến 17 lên phía bắc. Hình thế hội tụ này thường xuất hiện từ tháng 5 đến tháng 9, tập trung vào tháng 7 đến háng 9. Số ngày kéo dài 1,9 ngày / đợt. Các trị số khí áp Ptb = 1007,7 mb, . Pma = 10017.02 mb xẩy ra tại khu vực 40N và 1130E, Pmin= 994.72 mb xẩy ra tại khu vực 200N và 1970E. Dải hội tụ nhiệt đới nằm trên khu vực từ vĩ tuyến 17 lên phía bắc. Hình thế HT1 có thể xuất hiện từ tháng 5 đến tháng 9, tập trung trong thời kỳ từ tháng 7 đến tháng 9. Số ngày kéo dài trung bình của một đợt là 1,9 ngày/đợt. Các trị số khí áp đặc trưng của loại hình khí áp hội tụ bắc Biển Đông, Ptb =1007.66 mb, Pmax = 1017.02 mb.

Nói chung trên hình thế HT có thể xuất hiện các nhiễu động xoáy, ở phía nam thường có gió TN vì vậy số lần chuyển từ hình thế HT sang hình thế bão B1 và TN1 chiếm tần suất cao nhất.

17) Hình thế dải hội tụ nhiệt đới ở giữa Biển Đông ( hình thế HT2)

Dải hội tụ nhiệt đới nằm trên khu vực từ vĩ tuyến 10 đến vĩ tuyến 17 bắc (hình 20) .Hình thế HT2 có thể xuất hiện từ tháng 5 đến tháng 10, kéo dài thêm 1 tháng, gấp gần 3 lần về số đợt và trên 4 lần về số ngày tồn tại so với hình thế HT1, tần suất lớn nhất vào tháng 9. .Số ngày kéo dài trung bình của một đợt là 2,8 ngày/đợt, dài đột xuất vào tháng 9 đến 3,6 ngày/đợt. Các trị số khí áp đặc trưng

của loại hình khí áp hội tụ HT2, Ptb= 1009.01mb, Pmax=1017.09mb xẩy ra tại khu vực 200N và 1190E, Pmin=999.70mb xẩy ra tại khu vực 160N và 1210E.

18) Trường khí áp hình thế giải hội tụ nhiệt đới nam Biển Đông (hình thế HT3) Giải hội tụ nhiệt đới nằm trên khu vực nam Biển Đông từ vĩ tuyến 10 về phía

nam.

Hình thế HT3 có thể xuất hiện quanh năm, ngoại trừ tháng 7, nửa đầu năm chiếm khoảng 1/4 , nửa cuối năm chiếm khoảng 3/4 số ngày và số đợt, tập trung chủ yếu

19) Trường khí áp hình thế đường đứt bắc Biển Đông (hình thế ĐĐ1) Đường đứt được xác định là đường trên đó có sự hội tụ của gió (hướng và tốc độ), đường đứt bắc Biển Đông nằm ngang (vĩ hướng ) trong khu vực bắc vĩ tuyến 17,

trong 2 tháng 9 và 10. Số ngày kéo dài trung bình của một đợt là 3,3 ngày /đợt, đột xuất vào tháng 9 là 4 ngày/đợt, dài hơn hình thế HT2. Các trị số khí áp đặc trưng của loại hình khí áp hội tụ nam Biển Đông, Ptb=1010.99 mb, Pmax=1019.76 mb xẩy ra tại khu vực 240N và 1190E, Pmin =1004.4 mb xẩy ra tại khu vực 120N và 1100E.

20) Trường khí áp hình thế đường đứt giữa Biển Đông (hình thế ĐĐ2) Là đường đứt nằm ở giữa Biển Đông trên khu vực từ vĩ tuyến 10 đến vĩ tuyến

trường gió ở phía bắc đường này có thành phần hướng bắc liên quan với rìa phía nam cao áp lãnh lục địa, trường gió ở phía nam đường này có thành phần hướng nam liên quan với các hệ thống nhiệt như cao áp phó nhiệt đới, gió mùa Nam á hoặc Đông Nam á.

17 bắc.

21) Trường khí áp không xác định (hình thế KXĐ) Khi trường khí áp trên Biển Đông tương đối đồng đều hoặc bị phân chia thành những hình thế nhỏ đồng thời tồn tại thì được xác định là hình thế KXĐ.Hình thế KXĐ có thể xuất hiện quanh năm, nói cách khác chúng có thể xuất hiện từ mọi hình

Các hệ thống ĐĐ có liên quan với cao áp lạnh lục địa vì vậy chúng chỉ xuất hiện trong nửa năm lạnh, tần suất xuất hiện của chúng tương đối ít, những số liệu thống kê của chúng không thể hiện quy luật nào rõ rệt.

thế, tuy nhiên tần suất xuất hiện của chúng trong mùa đông ít hơn mùa hè, đặc biệt ít trong 3 tháng chính đông. Thời gian tồn tại trung bình của mỗi đợt là 2,2 ngày/đợt và tương đối đồng đều giữa các tháng.

Hình thế KXĐ có thể xuất hiện từ mọi hình thế, vì vậy mọi hình thế có thể xuất

hiện thay thế nó trừ hình thế B3.

21 hình thế synop đã được lựa chọn phản ánh sự biến động của 21 trường khí áp đặc trưng cho vùng biển Việt Nam và Biển Đông trong giai đoạn 1969-1998. Bước đầu một số quy luật biến động của các trường khí áp đặc trưng cho các hình thế khí áp tự nhiên trên vùng Biển Đông đã được mô tả thông qua các kết quả đánh giá các tham số thống kê.

Biển Đông nằm hoàn toàn trong vành đai nhiệt đới Bắc Bán Cầu nhưng có đến 41,1% tổng số ngày do các hình thế liên quan với cao áp lạnh khống chế, cao hơn hẳn do với các hình thế khác.

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

Bảng 6.1: Phân bố số đợt hình thế ĐB1 theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998 Tháng Số ngày tồn tại liên tục 1 2 3 4 5 6 7 8 9 ≥ 10 Tổng số đợt Tổng số ngày T.b. ngày/đợt

24 26 23 13 4 44 31 32 15 1 25 21 13 11 2 19 10 6 2 12 9 1 2 4 2 2 1 2 1 1 129 104 80 41 5 354 278 190 84 6 2.7 2.7 2.4 2.0 18 24 141 9 23 29 184 9 14 97 8 4 49 8 4 27 3 1 11 3 1 7 1 1 2 1 1 24 54 82 520 50 111 196 1281 2.1 2.1 2.4 2.5 1 1 3

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

3 1 2 1

Bảng 6.2: Phân bố số đợt hình thế ĐB1R theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998 Tháng Số ngày tồn tại liên tục 1 2 3 4 5 6 7 8 9 ≥ 10 Tổng số đợt Tổng số ngày T.b. ngày/đợt

3 6 10 5 1 8 2 5 1 5 1 1 1 35 13 7 1 101 36 22 6 2,9 2,8 3,1 29 10 6 4 21 18 64 6 11 33 9 3 22 6 7 12 1 4 5 2 1 4 1 2 1 1 13 55 45 170 25 155 123 470 1,9 2,8 2,7 2,8 1 1 2

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

16 66 11 41 19 5 12 1 5 1 6 3 3 1 8 7 6 7 1 1 2

56 47 22 17 5 33 26 32 18 2 1 22 21 12 9 2 19 11 4 3 1 11 5 2 4 1 1 2 2 1 150 113 72 49 8 382 250 150 103 12 2,5 2,2 2,1 2,1 1,5 11 21 40 219 12 34 30 188 10 28 28 131 6 3 2 1 1 46 115 136 690 133 362 385 1779 2,9 3,1 2,8 2,6 1 1 2

Bảng 6.3: Phân bố số đợt hình thế ĐB2 theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998 Tháng Số ngày tồn tại liên tục 1 2 3 4 5 6 7 8 9 ≥ 10 Tổng số đợt Tổng số ngày T.b. ngày/đợt

Bảng 6.4: Phân bố số đợt hình thế ĐB3 theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998.

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

Tháng Số ngày tồn tại liên tục

5 5 4 1 1 1 8 97 14 96 51 5 35 5 15 1 13 3 6 4 2 1 1

1 2 3 4 5 6 7 8 9 ≥ 10 Tổng số đợt Tổng số ngày T.b. ngày/đợt 21 23 19 17 2 28 17 22 12 10 16 13 4 10 3 9 2 4 2 3 2 1 2 3 4 74 73 76 41 2 180 200 220 93 2 2,4 2,7 2,9 2,3 5 2 3 1 2 2 1 1 5 12 37 320 12 27 103 837 2,4 2,2 2,8 2,6

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

6 6 6 7 6 4 2 3 4 7

8 7 6 6 7 1 1 36 51 1 1 1 1 1 5

Bảng 6.5: Phân bố số đợt hình thế CAĐTH theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998 Tháng Số ngày tồn tại liên tục 1 2 3 4 5 6 7 8 9 ≥ 10 Tổng số đợt Tổng số ngày T.b. ngày/đợt

1 1 2 13 23 112 262 1 1 1 1 1 3 2 11 5 3,6 4,6 3,1 5,1 15 16 15 14 14 5 3 4 5 8 99 426 4,3

Bảng 6.6: Phân bố số đợt hình thế TN1 theo số ngày tồn tại liên tục

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

8

15 10 8 8 2 1 1 1

và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998 Tháng Số ngày tồn tại liên tục 1 2 3 4 5 6 7 8 9 ≥ 10 Tổng số đợt Tổng số ngày T.b. ngày/đợt

2 2 1 1 1 2 5 10 9 2 7 3 14 13 15 8 5 17 13 8 4 2 13 5 7 3 2 12 6 4 4 10 5 5 2 2 3 2 3 2 1 2 1 1 6 5 5 1 12 38 63 88 53 21 2 27 126 244 343 228 48 2 1,8 2,2 3,3 3,9 3,9 4,3 2,3 55 65 48 31 27 22 8 8 3 17 284 1037 3,7

6 9 8 3 4 1 2 7 5 10 11 12 ∑

9 8 5 4 3 2 1 1 3 3 4 1 2 1 1

10 13 4 5 7 13 9 5 3 3 2 1 3 3 1 1 2 5 2 1 1 1 4 12 35 36 16 33 14 1 22 93 114 40 98 41 2

4 2 6 8 1,2 1,8 2,6 3,2 2,5 3,0 2,9 48 48 18 12 13 6 1 3 4 153 418 2,7

Bảng 6.7: Phân bố số đợt hình thế TN2 theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998 Tháng Số ngày tồn tại liên tục 1 2 3 4 5 6 7 8 9 ≥ 10 Tổng số đợt Tổng số ngày T.b. ngày/đợt Bảng 6.8: Phân bố số đợt hình thế TN3 theo số ngày tồn tại liên tục

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

6 4 3 4 1 1 1 1 1 1 3 4 3 1 2 1 5 4 2 2 1 7 4 2 1 1 2

1 2 1 2 1 1 8

và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998 Tháng Số ngày tồn tại liên tục 1 2 3 4 5 6 7 8 9 ≥ 10 Tổng số đợt Tổng số ngày T.b. ngày

6 8 3 3 2 1 1 2 1 1 6 22 23 14 15 14 2 22 31 61 84 43 34 32 2 3,7 3,9 2,8 3,6 3,1 2,3 2,3 1 2 3 5 1 1 4 31 31 14 13 5 6 2 1 2 3 108 318 2,9

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

1

12 5 5 7 6 7 2 10 18 9 19 11 3 3 9 7 6 3 6 8 2 9 5 3 3 8 1 4 1 2 1 1 2 1 1 1 8 25 47 35 45 28 13 1 21 60 116 104 118 68 22 2 2,6 2,4 2,5 2,9 2,6 2,4 1,7 2 2 4 44 76 41 28 9 3 3 204 515 2,5

Bảng 6.9: Phân bố số đợt hình thế B1 theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998 Tháng Số ngày tồn tại liên tục 1 2 3 4 5 6 7 Tổng số cơn Tổng số ngày T.b. ngày/ cơn

Bảng 6.10: Phân bố số đợt hình thế B2 theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

Tháng Số ngày tồn tại liên tục

3 4

8 5 4 3 3 4 2 1 6 3 12 14 13 6 11 11 1 4 2 2 7 2 5 3 2 1 1 1 2 34 65 41 18 10 3 2 2

1 2 3 8

1 2 3 4 5 6 7 ≥ 7 Tổng số cơn Tổng số ngày T.b. ngày/đợt 1 1 2 5 2,5 4 3 5 4 4 2 1 1 9 13 20 10 28 43 32 13 175 2 8 17 26 42 24 71 144 83 33 461 4,0 2,7 1,9 2,0 2,1 2,4 2,5 3,3 2,6 2,5 2,7

III II I IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

Bảng 6.11: Phân bố số đợt hình thế B3 theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998 Tháng Số ngày tồn tại liên tục

1 1 1 3 3 6 1 1 5 1 1 1 1 1 1 10 2 4 1 12 2 7 9 2 6 1 2 1 1 3 1 1 36 18 8 3 8 41 21 84 2,6 2,3 2,6 2,3

1 2 3 4 5 Tổng số cơn Tổng số ngày T.b. ngày/cơn

Bảng 6.12: Phân bố số đợt hình thế HLBX theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998.

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 ∑

Tháng Số ngày tồn tại liên tục

3 1 2 1 7

1 1 3 1 1 2 3 7 4 1 1 5 3 4 1 2 3 1 1 11 14 5 6 12 15 23 23 8 2,0 2,1 2,1 1,6 1,6 18 15 10 2 45 86 1,9 1 2 3 4 Tổng số cơn Tổng số ngày T.b. ngày/lần

Bảng 6.13: Phân bố số đợt hình thế PNĐ1 theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

Tháng Số ngày tồn tại liên tục

1 7 5 1 3 8 5 2 1 1 3 10 8 9 4 3 4 1 4 1 2 1 1 7 4

3 3 2 6 13 34 18 19 13 8 5 36 121 49 47 32 15 7

1 1 2 6 3,0 2,8 3,6 2,7 2,5 2,4 1,9 1,4 15 49 27 11 6 1 2 1 112 312 2,8

1 2 3 4 5 6 7 8 9 ≥ 10 Tổng số lần Tổng số ngày T.b. ngày/lần

Bảng 6.14: Phân bố số đợt hình thế PNĐ2 theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

Tháng Số ngày tồn tại liên tục

4 1 1 1 7

2 1 5 1 9 33 3,7 1 1 2 2 2 2 1 1 1 5 4 18 16 27 4,5 3,2 3,8 7 7 6 1 4 1 26 96 3,7 1 2 3 4 5 6 7 8 Tổng số đợt Tổng số ngày T.b. ngày/lần

Bảng 6.15: Phân bố số đợt hình thế RTBĐN theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

Tháng Số ngày tồn tại liên tục

3 1 8 2 2 9 6 1 1 1 1

1 5 11 11 11 6 3 2 10 13 11 10 5 8 3 4 9 4 2 5 5 1 1 2 1 1 1 2 2 16 26 43 42 33 15 4 6 14 47 77 114 127 73 28 9

1 2 3 5 1,7 2,3 2,9 3,0 2,6 3,0 2,2 1,9 2,2 49 64 40 18 5 1 4 2 5 188 494 2,6 1 2 3 4 5 6 7 8 9 ≥ 10 Tổng số đợt Tổng số ngày T.b. ngày/lần

Bảng 6.16: Phân bố số đợt hình thế HT1 theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

Tháng Số ngày tồn tại liên tục

11 12 10 11 5 4 2 1 2 2 1 8 3 1

5 3 3 1 2 1 1 11 26 25 22 5 9 21 47 54 40 1,8 1,9 1,8 2,2 1,8 41 28 11 5 3 1 89 171 1,9 1 2 3 4 5 6 Tổng số đợt Tổng số ngày T.b. ngày/lần

Bảng 6.17: Phân bố số đợt hình thế HT2 theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

Tháng Số ngày tồn tại liên tục

11 11 8 18 13 12 10 10 15 19 7 6 2 9 6 6 6 2 4 2 3 9 9 2 1 1 1 8 1 2

1 1 2 9 9 10 8 4 3 1 2 1 1 34 37 32 33 71 55 90 88 69 83 259 146 2,6 2,4 2,2 2,5 3,6 2,6 70 76 51 29 12 10 4 4 4 3 263 737 2,8

1 2 3 4 5 6 7 8 9 ≥ 10 Tổng số đợt Tổng số ngày T.b. ngày/lần

Bảng 6.18: Phân bố số đợt hình thế HT3 theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998.

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

Tháng Số ngày tồn tại liên tục

1 1 1 1 8 8 8 3 1 6 1 2 1 3 4 4 2 1 1

1 3 1 5 2 6 3 1 12 3

1 2 3 4 5 6 7 8 9 ≥ 10 Tổng số đợt Tổng số ngày T.b. ngày/đợt 1 1 2 4 1 1 2 8 1 1 1 1 4 13 17 33 10 3,2 3,4 2,8 3,3 3 6 7 4 1 21 41 12 1 57 163 29 6 2,7 4,0 2,4 22 27 21 12 3 8 4 2 1 4 104 343 3,33 1 1 3

Bảng 6.19: Phân bố số đợt hình thế ĐĐ1 theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

Tháng Số ngày tồn tại liên tục

1 2 3 4 5 6 Tổng số đợt Tổng số ngày 1 1 2 2 1 3 4 14 5 2 2 1 24 44 1 1 2 3 1 1 1 18 8 2 2 1 31 54

T.b. ngày/lần 1,7 1,3 1,8 1,5

Bảng 6.20: Phân bố số đợt hình thế ĐĐ2 theo số ngày tồn tại liên tục

và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998.

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

Tháng Số ngày tồn tại liên tục

1

3 3 6 9

1 2 3 4 5 6 Tổng số đợt Tổng số ngày T.b. ngày/lần 1 1 1 3 1 2 1 2 7 2 3 13 1,5 1,5 1,8 8 3 2 1 14 1 28 2 2,0 16 10 2 2 1 31 56 1,8

Bảng 6.21: Phân bố số đợt hình thế KXĐ theo số ngày tồn tại liên tục và theo tháng trong thời kỳ 1969-1998

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII ∑

Tháng Số ngày Tồn tại liên tục

9 2 2 2 1 1 1 13 26 17 38 16 24 10 23 13 5 10 1 7 1 4 3 1 2 1 1 1 13 8 3 3 2 3 3 1 1 1 1 9 7 5 2 3 1 1

192 5 2 105 17 18 8 2 3 63 18 14 5 3 32 12 2 2 1 11 1 1 1 8 1 1 7 1 2 1 4 1 1 2 1 425 5 11 27 44 58 86 34 48 25 51 29 7 22 57 91 141 189 75 101 56 127 55 10 8 932 2,0 2,1 2,1 2,4 2,2 2,2 2,1 2,2 2,5 1,9 1,4 1,6 2,2

1 2 3 4 5 6 7 8 9 ≥ 10 Tổng số đợt Tổng số ngày T.b. ngày/đợt

6.2.4 Hệ thống mây tích với các hiện tượng thời tiết dông, lốc, mưa đá và vòi rồng 1) Mây tích và sự hình thành các đám mây Chuyển động đối lưu mây tích chủ yếu do các dòng thăng. Dòng thăng xuất hiện do các bọt khí có hơi nước bên trong tạo thành các lực nổi. Các bọt khí này có khi tích tụ thành từng đám có bán kính vài trăm m. Nhiệt độ bên trong đám bọt khí thường lớn hơn nhiệt độ môi trường xung quanh khoảng 10C. Khi lên cao đám bọt khí mở rộng phía trên vì có sự thu hút khí vào bọt do khí áp giảm, sự chênh lệch nhiệt độ bên trong bọt khí và môi trường tăng lên. Sự phát triển to nhỏ của đám bọt khí này làm tăng hay giảm quy mô các đám mây. Tuy nhiên sự thăng của các đám bọt khí này chỉ đến độ cao nhất định khi điều kiện ngưng kết xuất hiện do quá trình đoạn nhiệt.

Sơ đồ đám bọt khí nhiệt (Alford 1965) Các đám bọt khí này là cấu thành cơ bản của mây tích hay còn gọi là các ổ dông. Khi đám bọt khí đó có dòng thăng được đẩy lên cao và mở rộng phần phía trên, chiều ngang của đám bọt khí này vào khoảng 500-5000m và nằm trong khoảng độ dày theo chiều thẳng đứng khoảng 500 m hay lớn hơn. Thông thường dòng thăng này được hình thành từ lớp biên hành tinh dưới 1 km và mở rộng quy mô lớn tới 5-15 km, tuy nhiên lõi của dòng thăng chỉ vào khoảng 500 m.

Có thể xem xét sự phát triển của mây tích trong các giai đoạn sau. • Giai đoạn tháp mây Để hình thành các đám mây tích phát triển điều cần thiết phải có các điều kiện của các lực nổi ở khu vực chân mây, ở đó giá trị nhiệt độ hơi nước bão hoà phải đủ lớn, có môi trường xung quanh ẩm trên diện rộng đảm bảo không để xẩy ra hiện tượng gián đoạn phát triển dòng thăng. Thông thường rất ít khi các đám mây có đủ điều kiện phát triển thành các đám mây tích. Qua thống kê người ta thấy rằng tốc độ dòng thăng trong các khu vực tháp mây tích vào khoảng 10m/s ở độ cao dưới 5 km.

• Giai đoạn mây tích phát triển. Khi đã xuất hiện mưa, đó là dấu hiệu của giai đoạn mây tích phát triển. Đặc điểm của giai đoạn này là cả dòng thăng và dòng dáng cùng phát triển. Tốc độ dòng thăng có thể đạt tới 25 m/s ở phần phía trên đám mây.

Tháp mây

Gió

ban đầu

Mưa

Vùng có nhiệt độ

Vùng có nhiệt độ

E

Gió Tháp mây mới hình thành Gió W Sơ đồ đường dòng khu vực mây tích theo chiều E-W với sự hình thành tháp

mây (Zipser 1969)

Qua sơ đồ trên ta nhìn thấy mưa xuất hiện tại khu vực dòng dáng. Mưa cùng dòng dáng xuất hiện theo hai hướng ma sát do các hạt mưa và quá trình giảm nhiệt độ do không khí chưa bão hoà, do bốc hơi các hạt mây và mưa. Dòng dáng của không khí lạnh tới mặt đất, tạo ra mặt phân cách (fron) lạnh có gió đổi hướng, thậm chí tạo ra gió giật ngăn cách với gió giật xung quanh.

Quá trình hình thành dông cũng chính là quá trình phát triển của tháp mây tích.

Giai đoạn suy giảm và tan rã tháp mây tích •

2) Hệ thống mây tích nhiều ổ Hệ thống mây tích nhiều ổ thường gây ra dông mạnh, trong đó quá trình hình thành mưa là kết quả của một hoàn lưu với một cặp dòng thăng –dòng giáng rất lớn và độ đứt gió theo chiều thẳng đứng nhỏ. Chính vì độ đứt gió yếu làm cho dòng khí nóng đi vào dòng thăng ban đầu lại yếu hơn. Do vậy ta nhận thấy từ các số liệu quan trắc mây, rađa ta rút ra kết luận rằng ngoài hệ thống mây tích nhiều ổ còn tồn tại một hệ thống mây tích nhiều ổ nhưng mạnh hơn tồn tại ngay cả khi độ đứt gió mạnh theo chiều cao và hệ thống mây tích đó gây ra nhiều hiệu ứng khác như mưa, mưa đá, lốc và vòi rồng. Hệ thống mây tích có thể đơn lẻ, nhiều ổ và nhiều ổ phức tạp có cường độ mạnh

Giai đoạn này không kéo dài vì không đủ điều kiện để xuất hiện các dòng thăng mới liên tiếp, dòng dáng mở rộng qui mô cắt nguồn không khí ẩm ở phía dưới. Mưa dông trong tháp mây tích giảm dần. Trong vùng nhiệt đới nhiều khi không phải chỉ tồn tại một đám mây tích với một ổ tháp nóng mà có khi tồn tại nhiều tháp nóng tạo ra các ổ dông liên tiếp gây mưa lớn, lốc và vòi rồng.

mà một số tác giả gọi là siêu ổ (Super cell). Siêu ổ dông mạnh thường gắn liền với khái niệm tố, ở đó có các đám mây tích nhiều ổ, phức hợp, phức hợp, gió mạnh tồn tại trong thời gian ngắn hướng gió thay đổi lớn kèm theo mưa rào và có khi có mưa đá.

Mưa đá: Mưa đá với các hạt đá đường kính 3mm đến 2cm, các hạt đó có thể rơi xuống đơn lẻ hoặc kết thành băng trong một khối gồm các hạt băng trong suốt hoặc một khối trong mờ. Mưa đá là kết quả của hệ thống mây tích đối lưu. Hạt mưa hình thành và phát triển thành mưa đá trong điều kiện, dông mạnh có dòng thăng lớn trong lõi dông. Mưa đá ít khi xảy ra ở vùng nhiệt đới nơi có tầng ngưng kết của mây đối lưu ở quá cao. Thông thường hạt mưa đá được hình thành và phát triển khi ở đó dòng thăng lớn và nhiệt độ khoảng –100C, khi đó có lượng ẩm lớn trong dòng thăng, tầng ngưng kết ở không quá cao, đồng thời quỹ đạo của hạt mưa đá trong dông phải không dài. Lốc và vòi rồng: Lốc là cột khí cao từ chân mây vũ tích (Cb) và mây tích (Cu), dạng mây hình ống, xoáy hướng xoáy ở gần tầng mặt với sức công phá lớn. Lốc là hiện tượng khí quyển có sức tàn phá lớn mặc dù quy mô hẹp. Lốc có thể hình thành, phát triển từ dông đa ổ hoặc đa ổ phức hợp có khi kèm theo mưa lớn, có khi chỉ có mưa nhỏ. Lốc trong bão là kết quả của chuyển động đối lưu trong các dải mây xoắn vào tâm bão. Khi bão đã đổ bộ vào đất liền lốc chỉ thường xảy ra ở vùng rìa phía phải fron do hiệu ứng ma sát gió. Tuy nhiên trong thực tế còn tồn tại loại lốc không do dông đa ổ phức hợp gây ra và như vậy không có liên quan gì tới xoáy thuận quy mô vừa. Loại lốc này thường xuất hiện ở trên biển nhiều hơn tạo nên gió giật. Loại lốc này thường dẫn đến hiện tượng vòi rồng. Do môi trường trong lốc rất nóng ẩm và khí quyển bất ổn định tầng thấp, dòng thăng theo chiều xoáy, không khí, nước, bụi cuốn vào xoáy. Xoáy có tốc độ gió lớn khoảng 100 m/s, đường kính xoáy tới vài trăm mét. Vòi rồng chính là lõi của xoáy và tốc độ gió lúc này thường lên tới 150 m/s. 6.3 Hệ quả của sự tương tác biển – khí quyển trên biển Đông

6.3.1 Hoàn lưu biển Kết quả quan trọng của tương tác động lực biển – khí quyển trong chế độ gió mùa dẫn tới sự biến đổi mạnh trong hoàn lưu biển. Thể hiện quan trọng nhất là ở sự chuyển hướng gần như đối lập nhau của các dòng chảy trong cả hai mùa gió cơ bản:

1) Về mùa đông: khi gió mùa Đông Bắc thịnh hành, dòng chảy trên mặt biển bị gió chi phối đã dẫn tới sự tăng cường của dòng chảy hướng Nam dọc theo bờ biển Việt nam, kể cả đối với vùng tiếp giáp với biển khơi ở Trung bộ cũng như vùng biển của Vịnh bắc bộ. Dòng chảy cực đại ở đây có thể đạt tới giá trị 1 đến 1,5 m/s. Tại các tầng nước biển sâu và phía ngoài trục chính này còn tồn tại các hoàn lưu xoáy với các quy mô, kích thước khác nhau nên có thể tạo nên các vùng nước đi lên và chìm xuống. 2) Về mùa hè: với gió mùa Tây Nam thịnh hành thổi theo hướng song song với đường bờ hoặc từ bờ ra biển. Trục của dòng chảy chính theo hướng Đông và Đông Bắc. Tại các tầng nước biển sâu và các vùng nằm phía ngoài trục chính này, hoàn lưu cũng bao gồm nhiều xoáy với các quy mô, kích thước khác nhau, trong đó có các xoáy thuận gây nên dòng nước đi lên và các xoáy nghịch lại làm cho nước chìm xuống.

Hình (6-7a, b) là sơ đồ dòng chảy mặt và gió trên biển Đông và các vùng kề cận

vào mùa đông, mùa hè (theo Wyrtki).

Như vậy, xét về toàn bộ khôi nước biển thì sự vận chuyển nước biển mang tính khu vực cao và ít thấy sự ảnh hưởng một cách áp đảo của một nhánh hoàn lưu nào từ bên ngoài xâm nhập vào.

Tuy nhiên các bản đồ này và các bản đồ dòng chảy mặt trên biển Đông hiện có chưa bảo đảm độ chi tiết cần thiết để đánh giá sự biến động của hiện tượng động lực phức tạp này.

6.3.2 Chế độ nhiệt muối Chế độ nhiệt muối biển Đông là hệ quả trực tiếp của sự tương tác biển – khí quyển

khu vực.

1) Về mùa đông Về mùa đông, dưới tác động của gió mùa cực đới với các dòng không khí bắt nguồn từ cao áp lục địa lạnh và khô (cap áp Xibêri), dẫn tới quá trình mất nhiệt đáng kể do phương thức trao đổi nhiệt rối, loạn lưu và ẩn nhiệt bốc hơi.

Tác động của gió mùa lên chế độ nhiệt muối thể hiện thông qua các thông lượng nhiệt trao đổi giữa biển và khí quyển, dẫn đến sự hình thành cấu trúc nhiệt muối cho từng khu vực hay toàn bộ biển Đông.

Tác động này đặc biệt mạnh tại vùng biển ven bờ phần Tây Bắc biển Đông bao gồm: vịnh Bắc bộ và phần biển gần lục địa Trung Quốc. Tại các khu vực này hình thành các khối nước có nhiệt độ rất thấp, thấp hơn nhiều so với các vùng biển kế cận; nhiệt độ nước biển ở các tầng mặt có khi xuống tới 14 – 15oC (hình 6-8a). Các khối nước này cùng với một phần nước lạnh từ biển Đông Trung Hoa có thể được dòng chảy hướng Nam mang đến tận vĩ tuyến 5-6oN.

Nếu so sánh dòng ẩn nhiệt do bốc hơi tại các khu vực, vùng biển có các khối nước biển có nhiệt độ thấp được hình thành do quá trình tương tác biển – khí quyển với các vùng biển khác ta thấy có sự chênh lệch đáng kể. Ví dụ: trong khi thông lượng ẩn nhiệt bốc hơi ở ven bờ phía Bắc biển Đông (nơi có các khối nước lạnh nói trên) là 200 wt/m2, thì ở ven bờ phía Nam biển Đông là 100 wt/m2.

Cùng với sự mất nhiệt, tác động của gió mùa Đông Bắc với tốc độ mạnh trên biển đã làm cho quá trình xáo trộn và đối lưu được tăng cường, dẫn đến sự hình thành một lớp nước với độ sâu khá lớn (đến khoảng 100 m ở vùng nước sâu hoặc đến tận đáy ở vùng nước nông) có nhiệt độ thấp đồng nhất trên mặt biển.

Do vậy, vào mùa đông cả khu vực Tây Bắc và gần như một nửa phần khu vực Bắc biển Đông có nhiệt độ thấp. Điều này thể hiện vai trò đặc biệt quan trọng của sự tương tác biển – khí quyển.

Sự phân bố của chế độ muối cũng có nhưng tính chất tương tự (hình 6-9a). 2) Về mùa hè Về mùa hè, dải phân kỳ và hoạt động của nước trồi đã hình thành nên một vùng biển có nhiệt độ tương đối thấp từ bờ biển Trung bộ ra ngoài khơi và dường như chế độ nhiệt biển Đông được tách ra thành hai phần đồng nhất về nhiệt (hình 6-8b)

Sự phân bố của chế độ muối cũng có nhưng tính chất tương tự như sự phân bố về

chế độ nhiệt (hình 6-9b).

CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG VI

1) Thời tiết, hình thế thời tiết và những nột dung cơ bản về công tác dự báo thời

tiết bằng phương pháp synốp ?

2) Nêu đặc điểm cơ bản của trường khí áp liên quan đến thời kỳ gió mùa mùa

đông, liên hệ đến điều kiện thời tiết vùng ven bờ biển Việt Nam ?

3) Nêu đặc điểm cơ bản của trường khí áp liên quan đến thời kỳ gió mưa mùa hè,

liên hệ đến điều kiện thời tiết vùng ven bờ biển Việt Nam ?

4) Các loại hình thế thời tiết cơ bản và các tổ hợp của chúng trên biển Đông? 5) Các hệ quả của sự tương tác biển – khí quyển trên biển Đông ?

CHƯƠNG VII KHÍ HẬU BIỂN ĐÔNG

Khí hậu được hiểu là sự tiếp diễn có quy luật của các quá trình khí quyển ở một nơi nào đó do tác dụng tương hỗ lâu năm giữa bức xạ mặt trời, hoàn lưu khí quyển, điều kiện mặt đệm và được đặc trưng bằng thời tiết nhiều năm của nơi đó. Khoa học chuyên nghiên cứu điều kiện hình thành khí hậu và chế độ khí hậu được gọi là Khí hậu học.

Như vậy, có 3 nhân tố hình thành khí hậu đó là: Bức xạ mặt trời, hoàn lưu khí quyển và điều kiện mặt đệm và nó bao hàm cả thời tiết bình thường lẫn thời tiết đặc biệt. 7.1 Các nhân tố hình thành khí hậu

7.1.1 Bức xạ mặt trời 1) Bức xạ mặt trời thiên văn: Bức xạ mặt trời do trái đất nhận được trên bề mặt nằm ngang ở giới hạn trên cùng của khí quyển hoặc trên mặt đất nằm ngang nếu như không bị khí quyển làm hao phí đi gọi là bức xạ mặt trời thiên văn. Bức xạ mặt trời thiên văn do các nhân tố thiên văn (ρ, δ, ω, các vết đen mặt trời...) quy định.

a) Các đại lượng đặc trưng của bức xạ mặt trời thiên văn: - Hằng số mặt trời I0: là cường độ bức xạ mặt trời thiên văn ứng với khoảng cách trung bình ρ giữa trái đất và mặt trời. Thực ra hằng số mặt trời I0 có thay đổi do: vết đen mặt trời luôn thay đổi; thay đổi do sai số đo đạc, tính toán...

- Độ cao mặt trời hO: là nhân tố quan trọng quyết định cường độ bức xạ mặt trời và để xác định khí hậu. Độ cao mặt trời hO phụ thuộc vào vĩ độ địa lý và các đại lượng thiên văn như xích vĩ δ và góc giờ mặt trời ω: hO = f(ϕ, δ, ω)

- Độ dài ban ngày (ngày mặt trời) Độ dài ban ngày là khoảng thời gian từ lúc mặt trời mọc đến lúc mặt trời lặn (tại

- Cường độ bức xạ mặt trời thiên văn: được biểu thị bằng định luật Lămbe:

những lúc mặt trời mọc, lặn độ cao mặt trời bằng 0).

2

2a ρ

I = I0 sin hO

a: bán kính quỹ đạo trái đất; ρ: khoảng cách giữa trái đất và mặt trời.

Trong đó: I: cường độ bức xạ mặt trời thiên văn; I0: hằng số mặt trời; b) Tổng lượng ngày, năm của bức xạ mặt trời thiên văn: - Ta có thể tính tổng lượng ngày, năm của bức xạ mặt trời thiên văn dựa trên cơ

sở sau:

dW = I . dt

Có thể biểu thị lượng bức xạ mặt trời thiên văn dW có cường độ bức xạ mặt trời thiên văn I đến một đơn vị diện tích bề mặt nằm ngang là 1 cm2 trong thời gian là dt bằng công thức: Tổng lượng ngày và tổng lượng năm của bức xạ mặt trời thiên văn đến trái đất có thể nhận được bằng cách lấy tích phân biểu thức trên với vế phải có cận tích phân lần

lượt ứng với thời gian là góc giờ mặt trời ω (ngày) và hoàng kinh mặt trời l (năm) tương ứng.

- Theo tính toán tổng lượng ngày bức xạ mặt trời thiên văn có thể rút ra các nhận xét

sau:

+ Nếu khí quyển hoàn toàn trong suốt, mặt địa cầu là đồng nhất thì tình hình khí hậu sẽ phụ thuộc vĩ độ ϕ: dọc theo ϕ khí hậu sẽ đồng nhất; có thể chia khí hậu trên địa cầu thành 5 đới: 1 đới khí hậu xích đạo, 2 đới khí hậu ôn đới và 2 đới khí hậu cực.

+ Tổng lượng bức xạ thiên văn ngày dao động nhiều nhất ở cực, ít nhất ở xích

đạo.

+ Mùa hạ, tổng lượng bức xạ thiên văn ngày thay đổi theo vĩ độ ϕ có dạng kép: cực đại ở cực và vĩ độ ϕ = 40o; cực tiểu ở xích đạo và vĩ độ ϕ = 60o; mùa đông có dạng đơn: cực đại ở xích đạo, cực tiểu ở cực; biên độ biến trình lớn hơn mùa hạ.

+ Nếu so sánh giữa Bắc bán cầu và Nam bán cầu thì mùa hè tổng lượng bức xạ

thiên văn ngày ở Bắc bán cầu nhỏ hơn ở Nam bán cầu, mùa đông thì ngược lại.

- Theo tính toán tổng lượng năm bức xạ mặt trời thiên văn có thể rút ra các nhận

xét sau:

+ Lượng bức xạ thiên văn mùa hè ít thay đổi theo vĩ độ, ở vĩ độ từ 20o đến 30o

là lớn nhất, và ở cực là nhỏ nhất và bằng 83% ở xích đạo.

+ Lượng bức xạ thiên văn mùa đông giảm nhanh theo vĩ độ, nhanh nhất ở vĩ độ

trung bình từ vĩ độ 40o đến vĩ độ 60o.

+ Chênh lệch tổng lượng bức xạ thiên văn 2 mùa tăng theo vĩ độ, do đó chênh

lệch nhiệt độ Δt tăng theo vĩ độ (lớn nhất ở cực).

2) Bức xạ mặt trời đến bề mặt trái đất a) Bức xạ trực tiếp - Bức xạ trực tiếp có thể: là bức xạ trực tiếp khi trời không mây (nhiều khi gọi tắt là bức xạ có thể). Bức xạ có thể phụ thuộc vào vĩ độ ϕ, độ trong suốt khí quyển P. Có thể xác định cường độ bức xạ trực tiếp có thể bằng cách đo đạc trực tiếp hoặc tính toán.

+ Tổng lượng bức xạ thiên văn năm ở gần cực và xích đạo thay đổi theo vĩ độ không lớn, thay đổi lớn nhất ở vĩ độ trung bình, do đó građiăng nhiệt độ theo kinh hướng và cường độ hoạt động của không khí tăng.

b) Bức xạ khuếch tán - Bức xạ khuếch tán trong điều kiện không mây: Bức xạ khuếch tán trong điều kiện không mây cũng phụ thuộc vào vĩ độ ϕ, độ trong suốt khí quyển P. Cũng có thể xác định bức xạ khuếch tán bằng cách đo đạc trực tiếp hoặc bằng các công thức tính toán.

- Bức xạ trực tiếp thực tế: là bức xạ trực tiếp ứng với trường hợp có mây. Bức xạ trực tiếp thực tế phụ thuộc vào vĩ độ ϕ, độ trong suốt khí quyển P, lượng và dạng mây. Cũng có thể xác định bức xạ trực tiếp thực tế bằng cách đo đạc trực tiếp hoặc tính toán.

c) Bức xạ tổng cộng (tổng xạ) Bức xạ tổng cộng bằng tổng của bức xạ trực tiếp và khuếch tán. Sự phân bố tổng xạ trên trái đất khá phức tạp: nhỏ nhất ở cực (80 kcal/cm2năm), lớn nhất ở sa mạc nhiệt đới (200 kcal/cm2 năm) - đó là do ảnh hưởng của lượng mây; biến trình ngày của tổng xạ có dạng kép và biến trình năm có dạng đơn.

c) Bức xạ hữu hiệu - Albedo - Bức xạ hấp thụ: Trị số Albedo (A) là đại lượng đặc trưng cho mức độ phản xạ bức xạ của bề mặt đệm nhận bức xạ. Nếu bề mặt đệm có nhiều thành phần khác nhau thì lấy trị số Albedo bằng trị số Albedo trung bình A . Bức xạ phản xạ là phần năng lượng bức xạ mặt trời bị mặt đất phản xạ trở lai . Bức xạ phản xạ được tính theo công thức: Wfx = A .Wtc. Bức xạ hấp thụ là phần năng lượng bức xạ mặt trời mà mặt đất hấp thụ được. Bức xạ hấp thụ sẽ được tính: Wht = (1 - A )Wtc = k .Wtc ( k là khả năng hấp thụ trung bình của bề mặt hoạt động).

- Bức xạ hữu hiệu E0: Khác với các loại bức xạ trên, bức xạ hữu hiệu là bức xạ

- Bức xạ khuếch tán trong điều kiện có mây: Bức xạ khuếch tán trong điều kiện có mây phụ thuộc vào vĩ độ ϕ, độ trong suốt khí quyển P, lượng mây n. Cũng có thể xác định bức xạ khuếch tán trong điều kiện có mây bằng cách đo đạc trực tiếp hoặc tính toán.

sóng dài.

Bức xạ hữu hiệu trong điều kiện trời không mây rút ra từ các công thức tính bức xạ mặt đất, bức xạ khí quyển. Sau đó, tùy theo các khu vực ta có thể cộng thêm số hiệu chỉnh. Số hiệu chỉnh này có liên quan đến nhiệt độ được cho dưới dạng các bảng tính sẵn.

E0(n) = E0.f(n)

Với điều kiện bầu trời có mây, công thức tổng quát tính bức xạ hữu hiệu có dạng: Trong đó: E0(n) và E0: bức xạ hữu hiệu trong điều kiện trời có mây và không

mây;

f(n): hàm số biểu thị ảnh hưởng của mây. d) Cân bằng bức xạ và cân bằng nhiệt của mặt đất - Cân bằng bức xạ bề mặt đất: Phương trình cân bằng bức xạ bề mặt trái đất Rđ có

dạng:

Rđ = Wtc (1 − A ) – E0(n) Trong ngày, Rđ có cân bằng dương, âm và bằng 0 (khi độ hO = 10 - 150). Trong năm, biến trình Rđ có dạng đơn; riêng vùng có gió mùa lại có dạng kép: cực đại phụ vào tháng IX cực tiểu phụ vào tháng VIII (do ảnh hưởng của hoàn lưu gió mùa).

Phân bố Rđ trên địa cầu nhìn chung có dạng đới: Rđ > 0 ở vùng vĩ độ thấp; Rđ < 0 ở vùng vĩ độ cao; Rđ ≈ 0 ở vùng vĩ độ ϕ = 400 (vào mùa đông), vùng vĩ độ ϕ = 700 (vào mùa hè). Trên thực tế Rđ nói chung là cân bằng dương.

Tnh địa đới của Rđ ở Nam bán cầu thể hiện rõ hơn ở Bắc bán cầu; ở lục địa bị phá vỡ nhiều hơn trên biển, đại dương (biển chỉ bị phá vỡ khi có ảnh hưởng của các dòng hải lưu).

- Cân bằng nhiệt bề mặt đất: Phương trình cân bằng nhiệt của bề mặt trái đất có

dạng:

Rđ = LW + P + V

P: dòng nhiệt trao đổi với lớp thổ nhưỡng.

Trong đó : LW: dòng nhiệt bốc hơi hay ngưng tụ; V: dòng nhiệt đối, loạn lưu, Qua tính toán thì nếu xét trung bình nhiều năm trên toàn địa cầu thì mặt đất nhận

- Phương trình cân bằng nước: Phương trình cân bằng nước tổng quát trên địa

được bao nhiêu nhiệt lại toả đi bấy nhiêu để đảm bảo trạng thái cân bằng.

cầu: X = W + Y + P

W: lượng bốc hơi; Y: dòng chảy mặt; P = yP + b với: yP : dòng chảy dưới đất; b : hàm lượng ẩm đất.

X = W

Trong đó: X: lượng mưa; Xét trung bình nhiều năm ta có: Y + yP = 0 ; b = 0 Do đó: Như vậy, xét trung bình nhiều năm trên toàn bộ địa cầu thì bốc hơi bao nhiêu sẽ

4) Tính toán các giá trị trung bình tháng cân bằng năng lượng bề mặt đối với các

trạm ở biển.

cho mưa bấy nhiêu.

Theo Budyko(1963), tổng lượng bức xạ R được xác định từ số liệu khí hậu theo

2) - εσTs

4(11,7 – 0.23e (1 – cn)

R = (Q + q)0 (1 – a) (1 – an – bn

e: áp suất bão hoà (mb) trên bề mặt của nhiệt độ Ts; b: hệ số không đổi và bằng 0,38; a và c: các tham số phụ thuộc độ cao công thức sau: Trong đó:

mây.

Để xác định a và c, Budyko xác định giá trị trung bình của chúng theo vĩ độ được

trình bày trong bảng (7.1) dưới đây:

Bảng 7.1: Giá trị trung bình của a, c theo vĩ độ

A 0.38 0.40 0.40 0.39 0.37 0.35 0.36 0.38 0.38 C 0.50 0.52 0.55 0.59 0.63 0.68 Vĩ độ 45o 50o 55o 60o 65o 70o 75o 80o 85o a 0.38 0.40 0.41 0.36 0.25 0.18 0.16 0.15 0.14 c 0.72 0.76 0.80 0.84 0.86 Vĩ độ 0o 5o 10o 15o 20o 25o 30o 35o 40o

Giá trị (Q +q): Tổng lượng bức xạ tới thường được tổng hợp gần đúng từ số liệu quan trắc trực xạ lập ra các bản đồ phân bố trung bình cho cả khu vực theo vĩ độ cho từng tháng.

(100

2)

Albedo

=

1 1

i i

− +

Giá trị albedo thay đổi theo độ dài sóng và góc tới của tia bức xạ:

Trong đó i là chỉ số khúc xạ của bề mặt biển. ở nhiệt độ 20oC chỉ số i thay đổi trong khoảng từ 1,333 (đối với nước sạch) đến 1,340 (đối với nước biển có độ muối tới 380/00 – thông thường nước biển co độ muối là 350/00).

Giá trị Albedo được xác định gần đúng cho từng khu vực, trên bề mặt nước vào

khoảng 17,3% (Anderson 1954).

Bức xạ mặt trời tới bề mặt trái đất không phải được hấp thụ toàn bộ ngay, do vì tính chất tự nhiên bề mặt trái đất là rất khác nhau. Cường độ hấp thụ năng lượng bức xạ mặt trời phụ thuộc vào 2 yếu tố là độ dài bước sóng và quy mô thảm thực vật bề mặt.

Đối với môi trường nước sạch có tới 55% năng lượng bức xạ mặt trời của các tia

tới mặt đất được hấp thụ tới độ sâu 10cm và 18% tới độ sâu 10m.

7.1.2 Hoàn lưu khí quyển 1) Hoàn lưu chung khí quyển a) Một số sơ đồ hoàn lưu chung khí quyển - Sơ đồ hoàn lưu nhiệt: Sơ đồ hoàn lưu hoàn lưu nhiệt đã được đề cập trong chương IV, ở đây xin nhắc lại những nét cơ bản nhất như sau: Khi không xét đến sự quay của trái đất thì: không khí ở mặt đất đi từ cực về xích đạo còn trên cao thì ngược lại. Khi có xét đến sự quay của trái đất thì: ở vùng nhiệt đới và vùng cực dưới thấp tồn tại một đới gió có thành phần hướng Đông còn trên cao lại tồn tại đới gió có thành phần hướng Tây; ở vùng ôn đới bao trùm một đới gió Tây dày từ thấp lên cao. Như vậy, trong sơ đồ hoàn lưu nhiệt bao gồm cả thành phần kinh hướng và vĩ hướng của hoàn lưu chung. - Sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình: Sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình được ứng dụng khá rộng rãi. Có thể tóm tắt sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình như sau: ở vùng vĩ độ thấp tồn tại một đới gió Đông bao phủ cả tầng thấp. ở vùng vĩ độ trung bình thịnh hành một đới gió Tây dày và mở rộng dần theo độ cao với tốc độ gió tăng dần. Tại hai vùng cực tồn tại đới gió Đông tương đối thấp và trên cao là đới gió Tây. Trên sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình chúng ta thấy: đới tín phong và phản tính phong (được quan niệm là do sự mở rộng của đới gió Tây xuống vùng vĩ độ thấp); các dòng chảy xiết trên các đới front hành tinh trên cao và thành phần hoàn lưu kinh hướng tuy là thành phần nhỏ song lại có ý nghĩa rất lớn trong hoàn lưu chung và quá trình khí quyển.

- Hoàn lưu quy mô lớn theo chiều nằm ngang: Để nghiên cứu hoàn lưu quy mô lớn theo chiều nằm ngang người ta dùng các bản đồ mặt đất và bản đồ trên cao trung bình: ở mực biển: Đới gió tín phong ở vùng nhiệt đới hình thành rõ rệt trên biển. Trên lục địa và ấn Độ dương đới gió tín phong thể hiện không rõ. Đới không gió xích đạo di chuyển theo chuyển động biểu kiến của mặt trời: khi ở phía Bắc bán cầu, khi ở phía Nam bán cầu. Các trung tâm cao áp cận nhiệt trên các đại dương là các khu vực gió yếu (do tác dụng của dòng giáng). Đới gió Tây thịnh hành ở vĩ độ trung bình ở trên cao: Hoàn lưu gió Tây khống chế cả vùng vĩ độ trung bình và vĩ độ cao. Ngoài các dòng vĩ hướng Tây - Đông, còn tồn tại các vận động kinh hướng theo các sống, các rãnh có kích thước cỡ hành tinh. Các rãnh, các sống này đóng vai trò rất quan trọng trong việc trao đổi không khí theo chiều Bắc Nam. ở Nam bán cầu, do mặt đệm tương đối đồng nhất nên gió Tây ổn định, phạm vi hoạt động và cường độ của nó ít thay đổi; ít có nhiễu động lớn như ở Bắc bán cầu. Nếu ta đem chập bản đồ AT với OT ta có trường nhiệt áp với rãnh lạnh, sống nóng trùng với rãnh thấp, sống cao song hơi lệch một chút về phía Tây. Do đó trên các lục địa vào mùa đông có bình lưu lạnh ở phía Đông, bình lưu nóng ở phía Tây vào mùa hè thì ngược lại. b) Biến đổi của hoàn lưu khí quyển - Biến đổi năm của hoàn lưu khí quyển: + Biến đổi hoàn lưu gió Tây ở Bắc bán cầu: Vị trí của dòng chảy xiết trong đới gió Tây biến đổi lớn trong năm: trung bình tháng I ở vị trí Nam nhất; tháng VIII ở vị trị Bắc nhất; ổn định nhất là tháng XII đến tháng III và từ tháng VIII đến tháng X. Từ tháng III, tháng IV di chuyển nhanh về phía Bắc; tháng V hồi phục về phía Nam và tháng VI đi nhanh lên phía Bắc. ở châu á, gió Tây chia làm 2 nhánh vòng qua cao nguyên cao nguyên Tây Tạng và hợp lại trên không phận của Nhật Bản. Nhánh dòng chảy xiết phía Nam của đới gió Tây ảnh hưởng nhiều đến Việt Nam. Nó xuất hiện vào tháng X, đến tháng VI đột ngột mất đi. Vận tốc gió trung bình khoảng 40 m/s có khi lên đến 100 m/s (tại ϕ = 300 mực 200-300 mb). + Biến đổi vị trí đường sống cao áp phó nhiệt đới: Tháng XII đường sống cao áp phó nhiệt đới đạt vị trí Nam nhất, tháng III - IV di động chậm lên phía Bắc, tháng VI di động nhanh và đạt tới vị trí Bắc nhất vào tháng VII. Tháng IX rút nhanh xuống phía Nam, tháng X di chuyển chậm dần và tháng XII trở lại đạt tới vị trí Nam nhất. Như vậy, hoàn lưu chung khí quyển vào mùa hè và mùa đông về cơ bản là ổn định, chỉ có thời kỳ chuyển tiếp ngắn giữa hai mùa mới có những biến đổi nhảy vọt. - Biến đổi ngắn hạn của hoàn lưu khí quyển: Biến đổi ngắn hạn của hoàn lưu khí quyển là quá trình kiến lập và phá hoại hoàn lưu vĩ hướng. Khi hoàn lưu vĩ hướng với các hệ thống sóng dài hướng Tây - Đông phát triển không ổn định, biên độ tăng, khoảng cách giữa các sóng ngắn lại dần dần chồng chất lên nhau, dẫn đến sóng dài trên cao đổ vỡ tạo thành các cao áp chướng ngại và áp thấp bị cắt, tạo điều kiện cho không khí trao đổi theo chiều Bắc Nam và khi đó hoàn lưu vĩ hướng nhường chỗ cho hoàn lưu kinh hướng. Có thể xem gió mùa Đông Bắc ở

(1) Khí đoàn địa cực hoặc phó địa cực: gồm các cao áp Bắc Mỹ, Gơrelen và Nam

(2) Khí đoàn cực: gồm các khí đoàn cực lục địa và các khí đoàn cực hải dương. - Khí đoàn cực lục địa: hình thành trên các đại lục, ví dụ như các cao áp

(3) Khí đoàn nhiệt đới: còn gọi là khối không khí cận nhiệt đới, bao gồm các

(4) Khí đoàn xích đạo: phát nguồn là đới lặng gió xích đạo. (5) Khí đoàn gặp tuỳ ý: khối không khí bất kỳ lưu lại lâu ở một vùng nào đó,

(6) Khí đoàn hỗn hợp: khối không khí biểu hiện sự sự hỗn hợp khó phân biệt

(1) Front Bắc cực và front Nam cực: Front Bắc cực nằm ở khu vực Bắc Âu á,

phần lãnh thổ phía Bắc nước ta là một ví dụ về biến đổi ngắn hạn của hoàn lưu khí quyển. Nghiên cứu biến đổi ngắn hạn của hoàn lưu khí quyển có tác dụng với dự báo thời tiết hạn vừa và hạn dài. 2) Khối không khí - front khí hậu a) Khí đoàn khí hậu: * Các loại khí đoàn khí hậu: Cực. Xibêri, Canada, mùa đông giới hạn phía Nam có thể lùi xuống phía Nam một chút. - Khí đoàn cực hải dương: Do khí đoàn cực lục địa di chuyển lên Đông Bắc Thái Bình Dương và Đại Tây Dương mà tạo thành. khí đoàn nhiệt đới lục địa và các khí đoàn nhiệt đới hải dương. - Khí đoàn nhiệt đới hải dương: các cao áp phó nhiệt đới. - Khí đoàn nhiệt đới lục địa: mùa đông hình thành ở các sa mạc nhiệt đới; mùa hè ở phía Nam lục địa vùng vĩ độ trung bình. hấp thụ đặc tính vùng ấy tạo thành. các loại không khí ở trong đó. * Đặc tính của khí đoàn khí hậu: Đặc tính của khối không khí thể hiện qua đặc tính khí hậu của nơi phát nguồn và các vùng mà nó đi qua. Đặc tính của khối không khí bị biến đổi khi di chuyển thể hiện sự biến tính của khối không khí. Sự biến tính này bao gồm biến tính theo kinh hướng, vĩ hướng và ảnh hưởng đến khí hậu cả một vùng rộng lớn. Có thể dựa vào đặc tính của khối không khí theo mùa và hoàn lưu khí quyển làm tiêu chuẩn để phân vùng khí hậu. b) Front khí hậu * Các loại front khí hậu: Lấy các bản đồ trung bình nhiều năm của tháng I và tháng VII để làm đặc trưng cho chế độ theo mùa, ta nhận thấy: - Tháng I: Trên bản đồ khí hậu vào tháng I có các front sau: Bắc Mỹ; trên quần đảo Bắc cực thuộc châu Mỹ và một số front lẻ tẻ khác. Front Nam cực chưa rõ vị trí. (2) Front cực: Front cực ở Bắc Bán cầu nằm ở vùng rìa xoáy thuận Itsland, ở khu

(3) Front nhiệt đới: Front nhiệt đới còn gọi là dải hội tụ nhiệt đới. Chỉ có một

vực Địa Trung Hải, Nam Hoa Kỳ, Bắc Tây Tạng (vĩ độ 30-500N); ở Nam Bán cầu, front cực nằm vây quanh vĩ độ 40-600S. dải hội tụ nhiệt đới khi ở Bắc Bán cầu khi ở Nam Bán cầu. - Tháng VII: Trên bản đồ khí hậu vào tháng VII các front khí hậu trên vẫn tồn tại song vị trí của nó dịch lên phía Bắc so với tháng I. Quy luật của sự vận chuyển front khí hậu như sau: từ tháng I đến tháng VII các front dịch dần lên phía Bắc; còn từ tháng VII đến tháng I chúng lại chuyển dần xuống phía Nam. * Đặc tính khí hậu của front: Khu vực hay có front đi qua thì khí hậu biến động nhiều. Front cực là nơi hoạt động nhộn nhịp của các xoáy thuận, nghịch ở vùng ôn đới; dải hội tụ nhiệt đới (front nhiệt đới) thường gắn liền với các xoáy thuận nhiệt đới và bão ở vùng nhiệt đới. 3) Đặc trưng hoàn lưu của các đới khí hậu a) Hoàn lưu vĩ độ thấp: Hoàn lưu ở vĩ độ thấp là hoàn lưu tín phong. Đặc trưng hoàn lưu vĩ độ thấp thể hiện ở các điểm sau đây: - Đới cao áp cận nhiệt biến đổi, đứt đoạn thì đới tín phong cũng biến đổi và đứt đoạn. Cao áp cận nhiệt chỉ tồn tại trên biển và đại dương nên tín phong cũng chỉ tồn tại trên biển và đại dương. Theo chiều thẳng đứng tín phong trên các đại dương không đồng đều. - Phía Đông đại dương trong đới tín phong có nghịch nhiệt gọi là nghịch nhiệt tín phong. (nghịch nhiệt nén). Nghịch nhiệt tín phong mỏng dần từ cận nhiệt về xích đạo. Phía Tây đại dương tín phong tương đối đồng đều do có dòng hải lưu nóng theo rìa cao áp lên vĩ độ cao. b) Hoàn lưu vĩ độ trung bình: Hoàn lưu ở vĩ độ trung bình là hoàn lưu gió Tây (đôi khi còn lan cả xuống vùng vĩ độ thấp). Đặc trưng của hoàn lưu vĩ độ trung bình thể hiện ở các điểm sau đây: - ở Bắc bán cầu, trên bản đồ khí hậu mùa ta thấy: đới gió Tây phân bố không đều trên lục địa và biển, bị nhiễu động và biến đổi theo mùa. Về mùa đông, cả tầng đối lưu gió Tây thịnh hành. Riêng ở rìa Nam các cao áp lục địa có gió Đông thổi không khí lạnh sang phía Tây và Tây Nam; ở rìa Tây các xoáy thuận (Alêuchiên, Itsland) có dòng không khí lạnh từ Bắc xuống Nam lập thành front, thúc đẩy sự hình thành các xoáy thuận, xoáy nghịch trên front có quy mô lớn, từ đó có dòng kinh hướng thúc đẩy sự trao đổi và biến tính của không khí theo chiều Bắc Nam. Về mùa hè, trên cao hoàn lưu gió Tây đóng vai trò chủ đạo; dưới thấp gió Tây men theo rìa Bắc cao áp cận nhiệt Aso xâm nhập vào châu Âu, theo rìa Tây cao áp Hawoai xâm nhập vào châu á dưới dạng gió Đông Nam ẩm ướt khác xa với gió Đông Bắc lạnh khô vào mùa đông.

- ở Nam bán cầu, trên bản đồ khí hậu mùa ta thấy: Do đặc điểm của trường áp ở Nam bán cầu không có áp thấp ở vĩ độ trung bình nên hoàn lưu gió Tây quanh năm ổn định. và có tốc độ lớn hơn ở Bắc bán cầu. c) Hoàn lưu Bắc cực và Nam cực: Hoàn lưu Bắc cực và Nam cực còn được gọi là hoàn lưu địa cực mà ở trên cao gió từ vĩ độ trung bình thổi về cực, còn ở dưới thấp gió thổi từ cực về vĩ độ trung bình. Đặc trưng của hoàn lưu địa cực thể hiện ở các điểm sau đây: - Gần mặt đất ở 2 vùng cực có tầng nghịch nhiệt lan từ mặt đất đến khoảng 2 km được hình thành chủ yếu là do dòng giáng; có mù bức xạ do băng tuyết tan có nhiều hơi nước. - Biến đổi nhiệt độ của vùng địa cực rất rõ: mùa đông rất lạnh, mùa hè tuy có mặt trời song mây, mù làm giảm yếu bức xạ; mất nhiệt do tuyết tan nên nhiệt độ vẫn thấp. Nguyên nhân duy trì nền nhiệt độ thấp ở Nam cực là hoàn lưu gió Tây mạnh và ổn định đã ngăn cản sự trao đổi nhiệt theo chiều Bắc - Nam và băng tuyết bao phủ cản trở đến việc tăng nhiệt do bức xạ. 4) Các đặc trưng của hoàn lưu khí quyển trên biển Đông Có thể khái quát đặc trưng của hoàn lưu khí quyển trên Biển Đông như sau: - Các trường khí áp hình thế synop tự nhiên trên Biển Đông vừa mang tính ổn định vừa mang tính bất ổn định cao. Không đâu trên thế giới chế độ hoàn lưu bình thường lại bị nhiễu động mạnh mẽ như ở khu vực Đông Nam á, trong khi đó Biển Đông lại nằm ở vị trí trung tâm khu vực. Trong mùa đông, không khí có nguồn gốc cực đới có thể xâm nhập đến phía nam Biển Đông, ngược lại trong mùa hè đường hội tụ nhiệt đới có thể vượt qua Biển Đông vào phía nam lục địa Trung Quốc. - Các hình thế synop tự nhiên trên Biển Đông mang bản chất không liên tục. Tính bất liên tục thể hiện ở sự “giao tranh” ảnh hưởng từ các trung tâm tác động khác nhau đối với khu vực. Chế độ gió mùa đông bắc trong mùa đông thường bị ngưng trệ bởi ảnh hưởng trội lên của tín phong (xuất phát từ rìa tây nam áp cao đông Trung Hoa và áp cao cận nhiệt đới Thái Bình Dương) làm cho thời tiết mùa đông có những biến động mãnh mẽ và bị phân hoá rõ rệt theo phương kinh tuyến. Trong mùa hè, chế độ gió trên Biển Đông được hình thành từ hai luồng khác nhau, luồng gió tây gây ra gió Tây Nam, luồng gió đông là tín phong đông nam với nhiều nhiễu động như bão, dải hội tụ nhiệt đới, hai luồng gió mùa này vừa hoạt động độc lập, vừa đan xen, thậm chí có khi chúng còn bị gió mùa đông bắc lấn xuống “chèn ép” nhất là trong những thời kỳ đầu và cuối mùa hè ,vì vậy những hình thái khí áp và synop tự nhiên trên Biển Đông rất phong phú và liên tục biến động. - Đặc trưng thống kê của các trường khí áp hình thế synop Biển Đông. Qua bảng (7.2) và (7.3) dưới đây ta có thể rút ra một số nhận xét chính như sau: + Trong thời kỳ nghiên cứu (30 năm với tổng số ngày là 10856) có 4793 ngày chiếm 41,1% tổng số ngày các hình thế liên quan với cao áp lạnh, 1773 ngày chiếm 10,8% tổng số ngày các hình thế liên quan với bão, 860 ngày chiếm 7,9% tổng số ngày các hình thế liên quan với áp cao phó nhiệt đới, 1352 ngày chiếm 12,4% tổng số ngày

các hình thế liên quan với các nhiễu động nhiệt đới khác, 932 ngày chiếm 8,6 % tổng số ngày trường áp tương đối bằng phẳng, hình thế KXĐ (bảng 7.3). + Hai hình thế có tần suất xuất hiện lớn (trên 10%) là ĐB2 và ĐB1 (là hai hình thế của mùa đông). Năm hình thế có tần suất xuất hiện ít (dưới 1%) là PNĐ2, HLBX, B3, ĐĐ2, và ĐĐ1. + Bảng (7.2) được xếp theo thứ tự giảm dần: 5 hình thế đầu tiên chiếm tần suất 53,7% ; 11 hình thế hình thế đầu chiếm 82,2% ; 16 hình thế đầu chiếm tần suất 96,5% tổng số ngày trong năm. - Trong 16 hình thế đầu có 5 hình thế xảy ra chủ yếu trong mùa đông (chiếm tần suất 43,9%), 8 hình thế xảy ra trong mùa hè (chiếm tần suất 36,8%), 3 hình thế có thể xảy ra trong cả hai mùa (chiếm tần suất 15,8%). - Thời gian tồn tại trung bình mỗi đợt hình thế dài nhất là 4,3 ngày/đợt thuộc hình thế CAĐTH, ngắn nhất là 1,9 ngày/đợt thuộc hình thế HT1. Nhìn chung các hình thế có số ngày kéo dài trung bình mỗi đợt từ 2 đến 3 ngày. Bảng 7.2: Phân bố tổng số ngày tồn tại các hình thế synop hoạt động trên Biển Đông theo tháng trong 30 năm (1969-1998)

% I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

Tháng Hình thế ∑ 30 năm

2 3

10 9 27 126 244 343 228 48 2

2 4 90 88 69 83 259 146 21 60 116 104 118 68 22 2

5

2

382 250 150 103 12 354 287 190 84 6 22 57 91 141 189 75 101 56 127 55 10 8 180 200 220 93 2 14 47 77 114 127 73 28 9 101 36 22 6 8 5 8

11 5

22 93 114 40 98 41 2 8 13 17 33 10 57 163 29 6 3

4

Số ngày tr.b/ đợt, cơn 133 362 385 1779 16.3 2.8 50 111 196 1281 11.7 2.5 1037 9.5 3.7 932 8.5 2.2 12 27 103 837 7.7 2.6 737 6.8 2.8 515 4.7 2.5 494 4.5 2.6 25 155 123 470 4.3 2.8 17 26 42 24 71 144 83 33 461 4.2 2.7 426 3.9 4.3 418 3.8 2.7 343 3.1 3.3 318 2.9 2.9 312 2.9 2.8 171 1.6 1.9 96 0.9 3.7 86 0.8 1.9 41 21 84 0.8 2.3 56 0.5 3.7 28 2 ĐB2 ĐB1 TN1 KXĐ ĐB3 HT2 B1 RTB-ĐN ĐB1R B2 CAĐTH 13 23 112 262 TN2 8 HT3 22 31 61 84 43 34 32 2 TN3 PNĐ1 HT1 PNĐ2 HLBX B3 3 ĐĐ2 36 121 49 47 31 15 7 5 13 21 47 54 40 2 1 2 18 16 27 12 15 23 23 8 4 5 1 1 9 33 3 1 6 6 9

2 4 44 1 3 54 0.5 2.8

ĐĐ1 Bảng 7.3: Phân bố số ngày tồn tại các hình thế synop hoạt động trên Biển Đông trung bình tháng và năm từ 1969 đến 1998

% I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

Số ngày Tr.b/ Năm Tháng Hình thế

0.3 0.3 0.9 4.2 8.1 11.4 7.6 1.6 0.1

0.2 0.5 1.6 2.6 3.8 4.2 2.4 0.9 0.3

3.4 1.2 0.7 0.2 0.2

0.3 0.7 3.1 3.8 1.3 3.3 1.4 0.1

0.1 0.3 0.7 1.6 1.8 1.3 1.1 0.1 0.1 0.4 0.5 0.8 0.8 0.3

Số ngày tr.b/ đợt, cơn 0.1 4.4 12.1 12.8 59,3 16.3 2.8 0.1 1.7 3.7 6.5 42,7 11.7 2.5 34,6 9.5 3.7 8.5 2.2 0.4 0.9 3.4 27,9 7.7 2.6 24,6 6.8 2.8 0.1 3.0 2.9 2.3 2.8 8.6 4.9 0.1 0.7 2.0 3.9 3.5 3.9 2.3 0.7 0.1 17,2 4.7 2.5 16,5 4.5 2.6 0.1 0.8 5.2 4.1 15,7 4.3 2.8 0.3 0.3 0.6 0.9 1.4 0.8 2.4 4.8 2.8 1.1 15,4 4.2 2.7 0.4 0.2 14,2 3.9 4.3 13,9 3.8 2.7 0.1 1.9 5.4 1.0 0.2 11,4 3.1 3.3 10,6 2.9 2.9 10,4 2.9 2.8 1.6 1.9 5,7 0.9 3.7 3,2 0.8 1.9 2,9 0.8 2.3 0.3 1.4 0.7 2,8 0.5 3.7 0.9 0.1 1,9 0.5 2.8 1,8 0.1 0.1 0.3 0.4 0.6 1.1 0.3 0.2 0.7 1.0 2.0 2.8 1.4 1.1 1.1 0.1 0.1 0.2 1.2 4.0 1.6 1.6 1.0 0.5 0.2 0.1 0.6 0.5 0.9 0.2 0.2 0.1 0.3 0.4 0.1 1.5

12.7 8.3 5.0 3.4 0.4 ĐB2 11.8 9.6 6.3 2.8 0.2 ĐB1 TN1 0.7 1.9 3.0 4.7 6.3 2.5 3.4 1.9 4.2 1.8 0.3 0.3 3,1 KXĐ 6.0 6.7 7.3 3.1 0.1 ĐB3 HT2 B1 RTB-ĐN ĐB1R B2 CAĐTH 0.4 0.8 3.7 8.7 TN2 HT3 TN3 PNĐ1 HT1 PNĐ2 HLBX B3 ĐĐ2 ĐĐ1

7.1.3 Điều kiện mặt đệm

1) ảnh hưởng của hải lục đối với khí hậu a) ảnh hưởng của sự phân bố hải lục đến các yếu tố khí tượng: - ảnh hưởng của sự phân bố hải lục đến chế độ nhiệt độ của không khí: Biên độ ngày trên biển và đại dương không lớn chỉ khoảng 1o đến 2oC; trên lục địa rất lớn từ 14o đến 15oC, lớn nhất ở sa mạc và thảo nguyên khô ráo có thể đạt đến vài chục độ. Biên độ năm trên biển và hải dương nhỏ hơn trên lục địa khoảng 7-8 lần. Đường đẳng nhiệt qua bờ biển bị uốn cong đi.

Nếu so sánh về chế độ nhiệt thì ở Nam bán cầu ôn hoà hơn Bắc bán cầu. Tháng nóng nhất ở Nam bán cầu có nhiệt độ thấp hơn tháng nóng nhất ở Bắc bán cầu khoảng 5oC. Tháng lạnh nhất ở Nam bán cầu có nhiệt độ cao hơn tháng lạnh nhất ở Bắc bán cầu khoảng 2- 3oC. - ảnh hưởng của hải lục đến phân bố khí áp và chế độ gió: dưới tác động của bức xạ mặt trời, mùa đông hình thành áp cao trên lục địa và áp thấp trên biển; còn mùa hè thì ngược lại. Dẫn đến ở một số nơi hình thành chế độ gió mùa (loại gió mùa ngoại nhiệt đới). Tốc độ gió ở trên biển lớn hơn nhiều so với tốc độ gió trên lục địa. Khắp nơi, dọc các vùng ven biển đều có hoạt động của hoàn lưu địa phương gió đất và gió biển. - ảnh hưởng của hải lục đến tình hình ẩm ướt của không khí rất rõ rệt: Lượng hơi nước có trong không khí trên biển lớn hơn lượng hơi nước có trong không khí trên lục địa. Mùa hè độ ẩm tương đối của không khí giảm dần từ biển vào sâu trong lục địa, mùa đông thì ngược lại. Không khí trên biển mang nhiều hơi ẩm thổi vào lục địa tạo điều kiện hình thành mây nhiều ở các các bờ biển hứng gió, càng đi vào sâu lục địa mây càng giảm. Sương mù trên lục địa chủ yếu là sương mù bức xạ còn sương mù trên biển lại chủ yếu là sương mù bình lưu và sương mù bốc hơi. Mưa vào ban đêm (mưa trong biến trình ngày) và mưa vào mùa đông (mưa trong biến trình năm) dễ hình thành và chiếm ưu thế trên biển và đại dương; còn mưa vào ban ngày và mưa vào mùa hè lại chiếm ưu thế trên lục địa. b) ảnh hưởng của dòng hải lưu đến khí hậu - Các dòng hải lưu làm tăng thêm hoặc dịu bớt sự chênh lệch về nhiệt độ của các vùng mà nó đi qua. Hải lưu lạnh làm tăng độ ổn định của tầng kết, làm suy yếu sự trao đổi của không khí theo chiều thẳng đứng; hải lưu nóng làm tăng độ bất ổn định của tầng kết nên thúc đẩy quá trình đối, loạn lưu. - Các dòng hải lưu nóng thúc đẩy, hải lưu lạnh làm giảm quá trình bốc hơi nên ảnh hưởng đến độ ẩm không khí. Không khí bên trên các dòng hải lưu lạnh thường tạo thành nghịch nhiệt với tầng kết ổn định và ít cho mưa; còn ngược lại ở các khu vực có các dòng hải lưu nóng đi qua thường cho mưa nhiều. c) ảnh hưởng của lớp phủ thực vật đến khí hậu - Chế độ nhiệt của không khí ở vùng có lớp phủ thực vật điều hoà hơn vùng không có lớp phủ thực vật. Biên độ ngày, biên độ năm của biến trình nhiệt độ không khí ở vùng có lớp phủ thực vật nhỏ hơn nhiều so với vùng không có lớp phủ thực vật. - Lượng bốc hơi ở nơi có lớp phủ thực vật (bốc thoát hơi nước) lớn hơn lượng bốc hơi trên mặt nước song lại nhỏ hơn lượng bốc hơi có thể trên mặt đất trơ trụi; bốc hơi ở rừng cây nhỏ hơn bốc hơi trên mặt cỏ. Trong các lớp phủ thực vật khác nhau, độ ẩm không khí cũng khác nhau. Khi có tán lá nước bốc hơi lên không chuyển được đi xa nên độ ẩm trong rừng cây tăng. - Lớp phủ thực vật ảnh hưởng lớn đến tình hình giáng thủy. Do ảnh hưởng của độ nhám (bìa rừng, độ gồ ghề của rừng cây...) mà lượng mưa tăng lên. Lượng mưa ở rừng một phần bị giữ lại bởi tán, do đó cần thận trọng khi tổ chức đo đạc ở rừng cây và sử dụng số liệu đo. 2) ảnh hưởng của địa hình đến khí hậu

I’ = I [sinhO cosβ + cos hO sinβ cos(A-a)

I , hO và A: cường độ bức xạ, độ cao và phương vị mặt trời. A, β: phương vị, góc nghiêng của mặt nhận ánh sáng với mặt nằm ngang.

a) ảnh hưởng của địa hình đến bức xạ mặt trời - Càng lên cao do độ dài lộ trình của tia sáng mặt trời ngắn, độ trong suốt khí quyển tăng dần mà cường độ bức xạ mặt trời tăng dần; do bụi và hơi nước trong không khí giảm, bức xạ hữu hiệu tăng mà cán cân bức xạ lại giảm dần. - Phương vị sườn dốc thay đổi thì bức xạ mặt trời trên mặt sườn dốc thay đổi. Có thể nhận thấy một cách định lượng trong công thức: Trong đó: b) ảnh hưởng của địa hình đến nhiệt độ - Độ cao địa hình ảnh hưởng đến nhiệt độ thể hiện ở quy luật giảm nhiệt độ theo độ cao. Trên các đỉnh núi cao, nhất là núi có tiết diện nhỏ, biến thiên của nhiệt độ gần giống như trong khí quyển tự do. Trên các cao nguyên, sự biến đổi nhiệt độ theo thời gian rất lớn: vào ban ngày (mùa hè) nhận nhiều bức xạ nên nhiệt độ đất và nhiệt độ không khí tăng; vào ban đêm (mùa đông) hơi nước bụi ít... nhiệt độ đất và nhiệt độ không khí giảm. - Dạng địa hình ảnh hưởng lớn đến nhiệt độ không khí: địa hình dạng lồi (đồi, núi, sườn dốc) có thể làm biên độ nhiệt ngày (năm) giảm; còn địa hình dạng lõm (thung lũng, lòng chảo) có thể làm biên độ nhiệt ngày (năm) tăng. Dạng địa hình khác nhau làm cho tầng kết γ khác nhau: γ ở sườn Bắc khác với γ ở sườn Nam; γ ở giữa đỉnh và thung lũng lớn hơn γ giữa hai thung lũng cùng độ cao; γ ở vùng lõm hẹp khá lớn, xấp xỉ bằng trị số γk. c) ảnh hưởng của địa hình với hoàn lưu khí quyển - Trên quy mô lớn, có thể nói địa hình ảnh hưởng quyết định đến hướng và tốc độ gió, đặc biệt là hướng gió. Đa số các trường hợp, dưới tác động của địa hình, gió thổi theo hướng của các dãy núi lớn. Khi gặp các dạng địa hình lồi, tốc độ gió giảm sau đó đổi hướng: nếu tầng kết ổn định hoặc địa hình cao đơn lẻ thì không khí sẽ rẽ ra hai bên; nếu tầng kết bất ổn định hoặc địa hình kéo dài, độ cao địa hình không lớn thì không khí sẽ vượt lên trên đỉnh, tại sườn đón và khuất gió hình thành các xoáy có trục nằm ngang. Khi gió đổi hướng thì tốc độ gió tăng lên. Khi gặp các dạng địa hình lõm và các thung lũng, gió đổi hướng và tốc độ gió giảm đi; đặc biệt khi gặp các thung lũng hẹp, khe hẹp tốc độ gió sẽ tăng lên. - Trên quy mô nhỏ, địa hình đã tạo ra hoàn lưu địa phương như gió phơn. Gió phơn ở đây có thể là phơn điển hình hoặc phơn do xoáy nghịch khống chế ở sườn khuất gió. Địa hình cũng là nguyên nhân gây lên các hoàn lưu địa phương khác nữa như gió sườn dốc, gió núi, gió thung lũng và các hoàn lưu cục bộ khác. d) ảnh hưởng của địa hình đến tình hình ẩm ướt - ảnh hưởng của địa hình đến độ ẩm không khí thể hiện ở chỗ: độ ẩm tuyệt đối, độ hụt bão hoà và điểm sương đều giảm theo độ cao địa hình. Còn độ ẩm tương đối lại ít thay đổi theo độ cao, chỉ khi có tồn tại lớp nghịch nhiệt mới thay đổi theo độ cao một cách đáng kể. Biến trình ngày và năm của các đặc trưng độ ẩm cũng thay đổi theo dạng địa hình.

4/3

(

)

,

,

F

Z

=

0

2 u * a gv

2 u a * g

γ 4/1 g

v

a

ω

w

- Mây và sương mù ở các vùng núi cao, các sườn dốc nhiều hơn ở dưới thấp. Địa hình đồi núi về ban ngày (mùa hè) thịnh hành mây đối lưu, mù chiều tối hay cho dông; còn ban đêm (mùa đông) thịnh hành mây, sương mù bức xạ có thể ở dạng tằng bao quanh núi. Địa hình lõm, mây ít đi, thường là sương mù, mù bức xạ (đặc biệt về ban đêm - mùa đông) mây càng ít ở các thung lũng hẹp nghèo hơi ẩm. Tại sườn đón gió mây được tăng cường, còn khi sang sườn khuất gió mây bị tiêu tan do tác dụng của phơn. - Giáng thuỷ tăng theo độ cao đạt tới độ cao giáng thuỷ lớn nhất, sau đó lại có xu hướng giảm. Giáng thuỷ phụ thuộc vào phương vị sườn dốc với hướng của dòng không khí, dưới tác động kết hợp của dòng không khí mang hơi ẩm với phương vị sườn dốc của địa hình mà tạo thành dốc mưa và dốc khô. Ngoài ra, địa hình còn ảnh hưởng rõ rệt đến biến trình ngày của mưa: ở đỉnh và sườn mưa cực đại vào chiều hoặc chiều tối; ở chân, đáy, thung lũng mưa cực đại vào ban đêm; ở bình nguyên mưa cực đại vào sáng sớm. 3) Lớp xáo trộn và điều kiện lớp mặt đại dương Nguồn cung cấp nhiệt cho đại dương chủ yếu là bức xạ mặt trời, chuyển qua lớp nước bề mặt. Lớp xáo trộn có độ sâu khoảng 100m cũng là lớp hấp thụ được nhiều nhất năng lượng bức xạ mặt trời. Bức xạ tia hồng ngoại được hấp thụ ở lớp mỏng trên bề mặt đại dương vài chục cm. Mức độ hấp thụ bức xạ mặt trời của đại dương phụ thuộc nhiều vào tính chất quang học và các chất hữu cơ, trầm tích lơ lửng, chế độ các dòng động lực biển của mỗi khu vực. Thông lượng mặt trời và tốc độ đốt nóng trong đại dương chủ yếu ở lớp bề mặt và giảm theo độ sâu và hàm số mũ. Như vậy tại lớp nước mặt nơi luôn xảy ra các quá trình trao đổi tương tác kết quả hấp thụ năng lượng bức xạ mặt trời và bốc hơi truyền nhiệt của đại dương trở lại khí quyển để duy trì sự cân bằng nhiệt. Khí quyển và đại dương tương tác trong hệ thống khép kín thông qua ứng suất gió, dòng năng lượng và các thành phần ẩm nhiệt và hình thành ra các hệ thống sóng trọng trường, dòng chảy trôi bề mặt. Lớp xáo trộn cũng như biến động mùa của các nêm nhiệt chính là đối tượng chịu ảnh hưởng trực tiếp của các quá trình tương tác đó. Các sóng quy mô nhỏ dưới dạng khuyếch tán phân tử chỉ hoạt động trong lớp mỏng bề mặt có độ dày vài chục cm và tần suất của hệ thống sóng này được xác định qua biểu thức: = (gk + γk)1/2 Trong đó γ đặc trưng cho lực ứng suất bề mặt, người ta chọn γ vào khoảng 72.5 cm3/s2 đối với môi trường nước – khí quyển có nhiệt độ 200C. Tuy nhiên phải chú ý rằng giá trị này thay đổi khá nhiều tuỳ thuộc vào momen động lượng từ khí quyển chuyển qua môi trường nước, các tham số của nó là độ gồ ghề bề mặt, điều kiện bốc hơi cũng như các yếu tố biến đổi khí hậu khác. Các sóng khuyếch tán phân tử này tập trung chủ yếu ở hệ thống sóng ngắn l < 2π (γ/g)1/2 ≈ 1.7 cm. Hệ thống sóng này tạo nên độ gồ ghề tầng mặt. Độ gồ ghề mặt đệm được xác định qua biểu thức: g )( ξσ 2 u * a

a tốc độ ma sát mặt lớp biên biển – khí quyển, đại lượng u*

a vào khoảng

2

0

0

F

(

)

exp(

)

≈

−

c u

* a

xc 2 u * a

;1

≥

Trong đó u* 0.02 – 0.03 của tốc độ gió bề mặt, đại lượng này tăng dần khi giá trị log (g/fVgió); σ(ξ) ≈ 0.2 Vgió/g. (Tốc độ gió ở độ cao 10m trên tàu biển); Vw , Va: tốc độ gió thành phần theo kinh vĩ hướng; F là đại lượng đặc trưng cho số Reynold:

c au *

Giá trị F ≈ (10 Re)-1;

H

E

x 0=

* u w f

w ≈ 1 và f lấy

fv

g

.

−=

+

1 S

Tại lớp bề mặt, lớp biên Ekman của đại dương được xem là lớp xáo trộn có quy mô biến động theo phương thẳng đứng với độ dày:

τ ∂ x z ∂

w

g

fu

.

+

=

1 S

∂ ξ y ∂

∂ τ y z ∂

w

Trong đó vai trò của quá trình rối và lực Coriolis là đáng kể; x0 ≈ 0.2 ; U* trung bình 10-4s-1 ; Với các tham số này, độ dày HE ≈ 20m. Trong lớp xáo trộn Ekman, tốc độ dòng chảy trôi Vav = U* w/x0 ≈ 5cm/s tương ứng với thời gian tác động của gió trên đó là 3g. Như vậy ta có thể coi gió ở đây biến đổi trong phạm vi của quy mô synop và dòng chảy trong lớp Ekman là tựa dừng. Hệ phương trình mô tả dòng chảy trong lớp Ekman có dạng: ξ ∂ x ∂

/

V

=

av

−= τ x

HfS w

E

* u w x

0

Trong đó ξ: giá trị mực nước, biến động theo giá trị trung bình; Sw : mật độ nước biển; τx , τy ứng suất gió theo các trục. Hệ phương trình trên có thể xác định trung bình cho toàn bộ lớp Ekman:

ở đây ứng suất gió xác định theo trục x cùng với hướng gió. Nghiên cứu về lớp biên Ekman sẽ có một mục riêng chi tiết hơn. 7.2 Đặc điểm chung của các vùng khí hậu Biển Đông Miền khí hậu biển Đông bao gồm các vùng khí hậu trên toàn bộ phần thềm lục địa với nhiều đảo và quần đảo trên biển Đông - vùng biển ở phía Đông nước ta. ở vùng bờ, dọc theo ven biển Quảng Ninh có hàng nghìn cù lao lớn nhỏ trong vịnh Bái Tử long với một số đảo khá lớn như Cái Bầu, Cát Bà, quần đảo Cô Tô... Từ vịnh Hạ long đến mũi Cà mau, rải rác có những đảo nhỏ như Hòn Mê, Hòn Mát, Cồn Cỏ, Cù lao Ré, Cù lao Chàm, quần đảo Côn Sơn…

Ngoài khơi, chính giữa vịnh Bắc bộ là đảo Bạch Long Vĩ. Xa hơn nữa, ngoài biển Đông còn có vô số những đảo san hô quây quần thành hai vùng quần đảo: quần đảo Hoàng Sa ở phía Bắc ngang vĩ độ của các tỉnh Trung Trung bộ (Bình – Trị – Thiên) và quần đảo Trường Sa ở phía Đông nam ngang vĩ độ các tỉnh Nam bộ. Trên vùng biển phía Tây, trong vịnh Thái Lan, chúng ta cũng có nhiều đảo, trong đó có đảo Phú Quốc là đảo lớn nhất nước ta. Có thể phân ra 3 vùng khí hậu: vùng khí hậu ven biển và 2 vùng khí hậu ngoài khơi. Khí hậu vùng ven biển vẫn giữ các đặc điểm không khác biệt nhiều lắm so với khí hậu vùng duyên hải lân cận trên đất liền, song các thuộc tính khí hậu hải dương cũng được biểu hiện ở một chừng mực nào đó; còn khí hậu vùng phía Bắc và khí hậu vùng phía Nam Biển Đông có đặc điểm tiêu biểu chung của khí hậu hải dương rõ rệt.

7.2.1 Khí hậu vùng ven biển

Vùng ven biển của biển Việt nam bao gồm một dải bờ biển kéo dài từ Bắc xuống Nam với trên 3000 km đường bờ và vô số các đảo và quần đảo. Thuộc tính khí hậu hải dương ở các miền ven biển và các đảo gần bờ cũng được biểu hiện ở một chừng mực nào đó. Những nét tiêu biểu này của khí hậu hải dương có thể nêu tóm tắt như sau: - Mùa hè mát và mùa đông ấm hơn so với đất liền, do đó những biên độ hàng năm của nhiệt độ nhỏ hơn so với đất liền. - Nhiệt độ tối cao thường thấp hơn, nhiệt độ tối thấp thường cao hơn so với đất liền dẫn đến biên độ ngày của nhiệt độ cũng rất nhỏ so với đất liền. - Độ ẩm nói chung cao hơn trong đất liền và ít biến đổi trong năm. - Gió mạnh hơn trong đất liền rõ rệt, tần suất lặng gió rất nhỏ. - Một số các hiện tượng thời tiết mang tính đặc trưng khác có liên quan đến nguyên nhân hình thành với trong đất liền như: sương mù trên biển thường là sương mù bình lưu chứ không phải là sương mù bức xạ như trong đất liền và thời gian hay xuất hiện nhất chậm lại đến cuối mùa đông sang đầu mùa hạ chứ không phải ngay từ đầu mùa đông như trong đất liền; hoặc dông trên biển thường phát triển về đêm và sáng chứ không phải là chiều tối như trong đất liền. Tuy nhiên, các đảo ở gần bờ có khí hậu không khác biệt nhiều lắm so với vùng duyên hải lân cận trên đất liền, đặc biệt là chế độ nhiệt và chế độ mưa ẩm trên các đảo này đều mang những đặc điểm cơ bản của khí hậu vùng đất liền lân cận; ví dụ: các đảo thuộc vịnh Bái Tử long, xếp vào vùng khí hậu vùng Đông Bắc hoặc các đảo thuộc vịnh Thái Lan xếp vào vùng khí hậu Nam Bộ...

7.2.2 Khí hậu vùng phía Bắc Biển Đông

Nằm trải rộng cả khu vực ngoài khơi phía Bắc biển Đông, khí hậu vùng phía Bắc biển Đông có những đặc điểm cơ bản sau: - Về chế độ nhiệt: Có thể nói chế độ nhiệt vùng phía Bắc biển Đông rất dịu, nhiệt độ trung bình nhiều năm vào khoảng 260 - 27oC. Mặc dù có vị trí ở những vĩ độ tương đối cao, song ở đây hầu như không còn có mùa đông lạnh nữa (ngay cả các nơi có vĩ độ cao của lãnh hải). Tháng nóng nhất nhiệt độ

trung bình cũng chỉ lên tới 31oC (tháng V); tháng lạnh nhất nhiệt độ trung bình vẫn còn đạt đến 230 - 24oC (tháng I) cao hơn đất liền cùng vĩ độ tới 3 – 40C. Do đó, chênh lệch nhiệt độ giữa mùa đông và mùa hạ ở đây giảm xuống đáng kể so với đất liền; sự chênh lệch này tăng dần từ Bắc xuống Nam. Biên độ ngày của nhiệt độ khá nhỏ, chỉ vào khoảng 3 – 40C, nhỏ hơn trên dưới 10C so với ở các đảo gần bờ và nhỏ hơn tới 1 – 20C so với các vùng bờ biển. Tuy số liệu quan trắc về nhiệt độ không khí trên biển Đông chưa đủ dài, song theo các chuyên gia khí hậu thì nhiệt độ tối cao tuyệt đối ở vùng biển phía Bắc biển Đông không vượt quá 35oC và nhiệt độ tối thấp tuyệt đối không xuống dưới 15oC. - Về chế độ mưa ẩm: Chế độ mưa có sự phân chia phù hợp với chế độ gió mùa. Mùa mưa trùng với mùa gió mùa mùa hạ và mùa ít mưa trùng với mùa gió mùa mùa đông. Mùa ít mưa kéo dài từ tháng XII đến tháng V với lượng không quá ít, trung bình mỗi tháng ít mưa nhất vào tháng I, II, III có lượng mưa vào khoảng 20 – 40 mm với từ 5 – 7 ngày mưa; các tháng còn lại có lượng mưa trung bình vào khoảng 50 – 70 mm. Mùa mưa tập trung vào nửa cuối mùa hạ từ tháng VIII đến tháng XI với lượng mưa tháng tăng đều xấp xỉ từ 150 mm đến 200 mm và đến tháng X là tháng có lượng mưa lớn nhất đạt 230 mm. Số ngày mưa trong 3 – 4 tháng giữa mùa mưa vào khoảng trên dưới 15 ngày; ít có trường hợp mưa lớn, lượng mưa trong 24 giờ cũng chỉ đạt trên dưới 200 mm. Tuy vậy, điều đáng lưu ý là lượng mưa năm ở vùng Bắc biển Đông này khá nhỏ, chỉ khoảng 1200 mm/năm, tương đương với giá trị vào loại thấp nhất trên đất liền với số ngày mưa vào khoảng 110 ngày trong năm. Độ ẩm không khí quanh năm cao, trung bình vào khoảng 84 - 85%; chỉ có vào thời kỳ thịnh hành của không khí có nguồn gốc lục địa của mùa đông độ ẩm mới hơi giảm một chút xuống khoảng 82%. - Chế độ gió: Nhìn chung, trên vùng Bắc biển Đông, hướng gió trong từng mùa rất ổn định và đặc biệt lộng gió. Mùa đông hướng thịnh hành là Đông Bắc với tần suất vượt quá 50%; rồi đến hướng Bắc với tần suất trên 25%. Mùa hè hướng thịnh hành là hướng Nam với tần suất vượt quá 50%; rồi đến hướng Tây Nam với tần suất gần 30%. Về tốc độ gió: mùa đông gió mạnh hơn, trung bình vào khoảng 6 - 7 m/s; còn mùa hè trung bình vào khoảng 5 – 6 m/s. Khắp nơi trên toàn vùng hầu như không có trường hợp lặng gió và gió yếu dưới 1,5 m/s thì rất ít. áp thấp nhiệt đới và bão hoạt động trên Biển Đông có thể xuất hiện ngay trên Biển Đông hoặc có nguồn gốc từ Thái Bình Dương với sự xuất hiện trung bình hàng năm vào khoảng 3,4 cơn. Cường độ bão rất lớn, gây ra gió mạnh (có thể > 50 m/s), sóng to có sức phá hoại rất ghê gớm. Tuy bão rất mạnh song mưa do bão gây nên quan trắc được ở đây lại không lớn bằng ở các vùng đất liền ven biển.

7.2.3 Khí hậu vùng Nam Biển Đông

Nằm trải rộng cả khu vực ngoài khơi phía Nam biển Đông, khí hậu vùng phía Nam biển Đông là khí hậu gió mùa mang tính chất xích đạo rõ rệt, với những đặc điểm cơ bản sau:

- Về chế độ nhiệt: Vùng Nam Biển Đông có nền nhiệt độ cao và hầu như không có sự biến thiên qua các mùa. Nhiệt độ trung bình năm vào khoảng 26 - 27oC. Dạng biến trình năm của nhiệt độ mang tính chất xích đạo là biến trình kép với biên độ khá nhỏ. Cực đại chính rơi vào tháng nóng nhất là tháng IV với giá trị là 27,5oC, cực đại phụ xảy ra vào tháng IX với giá trị là 27oC. Tháng cực tiểu rơi vào tháng II là tháng lạnh nhất với giá trị là 25,5oC. - Chế độ mưa ẩm: Lượng mưa vùng Nam Biển Đông tương đối lớn và có sự phân chia rõ rệt theo mùa: mùa mưa và mùa ít mưa. Lượng mưa trung bình năm vào khoảng 2000 mm/năm với hơn 150 ngày mưa. Mùa mưa bắt đầu vào tháng V cùng với sự bắt đầu hoạt động của gió mùa mùa hạ nhưng kết thúc muộn hơn vào tháng XII nửa đầu mùa đông. Mùa mưa này được chia thành 2 thời kỳ mưa nhiều vào đầu và cuối mùa, còn xen giữa chúng là thời kỳ ngắn tương đối ít mưa vào khoảng tháng VIII). Thời kỳ nhiều mưa nhất là ba tháng X, XI, XII với lượng mưa trung bình vào khoảng 250-300 mm/tháng với số ngày mưa trung bình khoảng 20 ngày mỗi tháng. Mùa ít mưa là các tháng còn lại, lượng mưa cũng không phải quá ít, trung bình mỗi tháng lượng mưa cũng đạt được trên dưới 50 mm với 5 – 7 ngày mưa. - Chế độ gió, ẩm vùng Nam Biển Đông tương tự như vùng phía Bắc Biển Đông, tức là: hướng gió thịnh hành rất ổn định theo mùa và tốc độ gió lớn, độ ẩm không khí cao và ít thay đổi trong năm. áp thấp nhiệt đới và bão hoạt động ở vùng Nam Biển Đông ít hơn, muộn hơn và cường độ yếu hơn nhiều so với phía Bắc Biển Đông. Trung bình năm chỉ có khoảng 1,3 cơn bão. Tuy vậy, những năm gần đây nhiều khi bão đã là nhân tố gây thiệt hại rất đáng kể. 7.3 Các đặc trưng khí hậu của biển Đông

7.3.1 Trường áp và trường gió

1) Trường áp: Vùng biển ngoài khơi và ven bờ biển Việt nam chịu sự chi phối của hai hệ thống khí áp chính sau: - Cao áp Xi bê ri (lục địa châu á) phát triển rất mạnh về mùa đông, trị số áp suất ở vùng trung tâm (Bai can) xấp xỉ 1.035 mb khống chế ảnh hưởng suốt từ tháng X năm trước đến tháng III năm sau với cường độ mạnh nhất vào các tháng XII và tháng I. Trong giai đoạn hoạt động mạnh, lưỡi cao áp có thể khống chê cả vịnh Bắc bộ; còn trong giai đoạn suy yếu lại chịu ảnh hưởng của vùng cao áp tồn tại ở phía Đông Bắc của biển. - áp thấp ấn Độ - Pakitstăng phát triển do nguyên nhân nhiệt lực về mùa hè, có tâm tại Irăng với áp suất thấp hơn 1.000 mb khống chế ảnh hưởng suốt từ tháng V đến tháng IX với cường độ mạnh nhất vào các tháng VI và VII. Ngoài ra, lãnh hải biển Đông còn chịu ảnh hưởng của áp thấp Alêuchiên (Bắc Thái Bình Dương) sâu với trị số áp suất ở vùng trung tâm xấp xỉ 1.002 mb vào mùa đông; và cao áp phó nhiệt đới (Tây Bắc Thái Bình Dương) phát triển mạnh với trị số áp suất ở vùng trung tâm xấp xỉ 1.025 mb và rãnh thấp xích đạo vào mùa hè. Vào mùa đông,

rãnh áp thấp xích đạo lùi xuống phía Nam và hoạt động ở phía Đông Nam biển Đông; còn vào mùa hè, dải hội tụ nhiệt đới hoạt động liên kết với vùng áp thấp Bắc bộ và trong nhiều trường hợp có thể kết hợp cả với áp thấp Vân Nam Trung Quốc tạo nên một dải áp thấp kéo dài theo hướng Tây Bắc - Đông Nam, dải cao áp cận nhiệt ở Nam bán cầu (Đông Nam Thái Bình Dương) di chuyển lên phía Bắc vá ảnh hưởng đến phần phía Nam biển Đông. Nhìn chung, trị số khí áp trên khu vực lãnh hải biển Đông có xu thế chung giảm dần từ Bắc xuống phía Nam vào mùa đông, còn vào mùa hè thì ngược lại có xu hướng giảm dần từ Nam lên Bắc. Hình (7-1a, b) là các bản đồ trường áp trên biển Đông vào tháng I và VII. 2) Trường gió a) Trên biển Đông: Trên biển Đông, tương ứng với hai hệ thống khí áp chính chi phối ảnh hưởng phần lãnh hải là hai chế độ gió mùa thổi luân phiên nhau: gió mùa Đông Bắc vào mùa đông và gió mùa Tây Nam vào mùa hè. Điều đặc biệt là hướng gió thình hành của cả hai hệ thống gió mùa Đông Bắc và Tây Nam lại trùng vói trục lớn của biển Đông, nghĩa là vào mùa đông hướng gió là Đông Bắc, còn vào mùa hạ là hướng Tây Nam. Đối với các vùng ở ven biển nước ta, hướng gió có thay đổi do ảnh hưởng của địa hình từng vùng. - Trong thời kỳ mùa đông, gió mùa Đông Bắc hầu như hoạt động ở nửa phần phía Bắc của lãnh hải. Tần suất gió mạnh tới cấp 7 – 8 (vào khoảng 14-20 m/s), chiếm khoảng 5-10%. ở vịnh Bắc bộ, gió mùa Đông Bắc mạnh và ổn định. Thời gian gió mùa Đông Bắc thổi từ cuối tháng IX hoặc đầu tháng X năm trước cho đến cuối tháng III hoặc giữa tháng IV năm sau. Vùng ven biển miền Trung, gió mùa Đông Bắc có khi mạnh hoặc vừa, có khi nhẹ, thậm chí có khi bị ngắt quãng bởi gió mùa Tây Nam. Trong thời kỳ gió mùa Đông Bắc mạnh thường gây biển động. ở phần phía Bắc Biển Đông, gió mùa Đông Bắc kéo dài từ tháng X năm trước cho đến cuối tháng III hoặc đầu tháng IV năm sau. Tốc độ gió trung bình từ 4 - 6 m/s, gió mạnh nhất đạt 20 – 24 m/s. Cá biệt khi xuất hiện áp thấp nhiệt đới, hoặc bão, tốc độ gió có thể lên tới 28 – 30 m/s. Vùng phía Nam biển Đông không chịu ảnh hưởng của gió mùa cực đới, gió mùa Đông Bắc ở đây chính là tín phong của Bắc bán cầu. Tốc độ gió trung bình từ 5 – 7 m/s, tốc độ gió mạnh nhất có thể lên tới 18 – 20 m/s khi và chỉ khi áp thấp nhiệt đới hoặc bão xuất hiện. - Trong thời kỳ mùa hè, gió mùa Tây Nam xuất hiện đều ở vùng biển phía nam; ở đây thường thấy gió mùa Tây Nam thổi từ tháng V đến tháng VIII, có khi đến cuối tháng IX. ở gần bờ biển nhiều khi người ta còn quan trắc thấy gió đất thổi vào ban đêm và về sáng, sau đó lại tiếp tục là gió mùa Tây Nam thổi suốt cả ngày, tốc độ gió nhẹ vào khoảng 2-3 m/s. ở vịnh Bắc bộ và ven biển Trung bộ, gió mùa Tây Nam thổi không đều vì có nhiều nhiễu động khí quyển như dông, bão. Nơi đây còn xuất hiện gió Nam, ở Bắc bộ thổi vào tháng

VI và đầu tháng VII, ở ven biển Trung bộ vào cuối tháng IV và tháng V. Theo số liệu thực đo thì gió mùa mùa hạ ở đây có tốc độ vừa phải, ít khi vượt quá cấp 4 – cấp 5. ở gần bờ biển, gió biển và gió đất trùng với gió mùa do bị lệch hướng bởi ảnh hưởng điều kiện địa phương của bờ biển. ở phần phía Bắc Biển Đông, gió thịnh hành có hướng Nam hoặc Đông Nam, cũng có khi gió hướng Tây Nam. Tốc độ gió trung bình từ 3 - 5 m/s; tốc độ gió mạnh nhất từ 20 – 22 m/s; trong những cơn bão mạnh tốc độ gió có thể đạt tới 30 – 40 m/s. Đặc biệt, khu vực phía Bắc biển Đông là nơi có nhiều áp thấp nhiệt đới và bão; cường độ bão ở khu vực này cũng lớn. ở phần phía Nam Biển Đông, gió thịnh hành có hướng Tây Nam; tốc độ gió trung bình từ 4 – 6 m/s, gió mạnh nhất lên tới 20 -22 m/s và khi có bão mạnh tốc độ gió mạnh nhất có thể lên tới 30 m/s. Bão hoạt động trên vùng phía Nam biển Đông ít hơn, chậm hơn và cường độ cũng yếu hơn so với vùng biển phía Bắc. - Trong năm, vào tháng IX và tháng IV là thời kỳ chuyển tiếp giữa hai mùa gió. Khi đó, hướng gió thay đổi, tốc độ gió yếu và phụ thuộc vào từng vùng cụ thể trên biển. b) ở vịnh Thái lan: Vịnh Thái lan là vùng biển khuất gió, ở đây có hệ thống gió đất – gió biển thổi đều đặn, do đó hướng và tốc độ gió thường thay đổi theo chu kỳ ngày đêm. - Về mùa đông, bắt đầu từ tháng XII gió mùa Đông Bắc chi phối vùng biển này, tốc độ gió thay đổi nhiều và cũng có nhiều ngày lặng gió; đặc biệt ở bờ biển phía Tây của vịnh thường quan trắc thấy gió mạnh đột ngột. Từ tháng II gió trên vịnh đổi hướng Đông Nam, tuy vậy đôi khi vẫn có gió Đông Bắc và có những ngày gió mạnh đột ngột. Từ tháng III đến tháng V là thời kỳ thịnh hành của gió Đông Nam hoặc gió Nam với sự xen kẽ những ngày có gió đất và gió biển. - Về mùa hè, đây là thời kỳ của gió mùa Tây Nam. ở vịnh Thái lan gió mùa Tây Nam bắt đầu thổi từ cuối tháng V hoặc đầu tháng VI. Đáng lưu ý là ở đây, thường xuất hiện gió mạnh có kèm theo mưa lớn. Nhìn chung, trên vịnh Thái lan chế độ gió không ổn định theo mùa như ở vịnh Bắc bộ mà thường thay đổi và hay có gió mạnh đột ngột về cả mùa đông lẫn mùa hè. Ngoài ra, một trong những nguyên nhân quan trọng để tạo nên hướng gió ở vịnh Thái lan không ổn định là do sự hoạt động của gió đất và gió biển.

7.3.2 Trường nhiệt ẩm

a) Nhiệt độ không khí: - Nhiệt độ không khí trung bình năm ở vịnh Bắc bộ, Trung bộ Việt nam và phần phía Bắc Biển Đông dao động từ 2205C đến 2605C. Về mùa đông, nhiệt độ không khí trung bình tháng I đạt từ 150C đến 170C. Về mùa hè, nhiệt độ không khí trung bình tháng VII đạt từ 270C đến 290C. Nhiệt độ không khí trung bình năm ở phía Nam biển Đông và vịnh Thái lan vào dao động vào khoảng 270C đến 280C. - Biến trình năm của nhiệt độ không khí ở vùng biển phía Bắc với một cực đại duy nhất vào tháng VI, tháng VII và một cực tiểu vào tháng I. Nhiệt độ trung bình thấp nhất do gió mùa Đông Bắc xảy ra ở vùng biển phía Bắc với nhiệt độ nhỏ hơn 200C,

thậm chí có thể đạt tới 150C và nhiệt độ trung bình cao nhất do gió mùa Tây nam trong các tháng nóng có thể lên trên 290C. Biến trình năm của nhiệt độ không khí ở vùng biển phía Nam có hai cực đại và hai cực tiểu phù hợp với biến trình của bức xạ mặt trời; trong đó cực đại chính xảy ra vào tháng IV, tháng V, còn cực đại phụ bị mờ nhạt do sự hoạt động của gió mùa Đông Bắc và mùa mưa muộn trên vùng biển phía Nam gây ra. Tuy vậy, dưới tác động của gió mùa, biên độ năm của nhiệt độ không khí khá cao: cao nhất ở vùng biển phía Bắc có thể đạt tới 150C (tại Móng Cái), 100C (tại Đồng Hới) và càng đi về phía Nam thì tính chất xích đạo nhiệt đới càng được thể hiện với biên độ năm giảm và chỉ còn khoảng 20C (tại Nam bộ). b) Nhiệt độ nước biển: Với đặc điểm của khí hậu nhiệt đới gió mùa và điều kiện địa phương, nhiệt độ nước biển Biển Đông có xu hướng tăng dần từ Bắc vào Nam. Xu thế này thể hiện rất rõ rệt vào mùa đông, còn về mùa hè thể hiện không rõ với nhiệt độ nước biển tầng mặt thì hầu như đồng nhất. Nhiệt độ nước biển trung bình trên toàn biển Đông vào khoảng 270 – 290C. - Vào mùa đông, do ảnh hưởng của gió mùa Đông Bắc, nước biển ở vùng phía Bắc biển Đông có nhiệt độ tầng mặt trung bình thấp hơn so với vùng biển phía Nam và như vậy có sự phân hóa lớn về nhiệt độ theo phương kinh tuyến. Sự chênh lệch nhiệt độ nước giữa các vùng biển khá lớn, khoảng từ 50C – 100C. Nhiệt độ nước biển thấp nhất thường thấy vào tháng II ở phía Bắc, còn ở phía Nam lại vào tháng XII hoặc tháng I năm sau. Ngoài ra, các quan sát nhiệt độ nước biển cho thấy: nhiệt độ nước biển ở vùng ven bờ thường thấp hơn nhiều lần so với vùng biển ngoài khơi cùng vĩ độ do ảnh hưởng của dòng hải lưu lạnh chảy từ Bắc xuống Nam dọc theo bờ biển nước ta. Nhiệt độ nước biển tầng mặt ở khu vực cực Bắc biển Đông trung bình khoảng 180 – 200C, có nơi nhiệt độ khoảng 150 – 170C; phần phía Bắc biển Đông khoảng 220 – 240C; phần phía Nam biển Đông khoảng 250 – 270C. ở vùng nước nông nhiệt độ nước biển khá đồng đều, còn ở vùng nước sâu nhiệt độ nước biển thay đổi một cách đáng kể. - Vào mùa hè, nhiệt độ nước tầng mặt của biển Đông phân bố tương đối đồng đều, građiăng nhiệt độ theo chiều nằm ngang khá nhỏ, sự chênh lệch nhiệt độ nước giữa các vùng biển chỉ vào khoảng 10 – 30C. Nhiệt độ nước biển cao nhất ở vùng biển phía Bắc thường xảy ra vào khoảng tháng VIII trong khi đó nhiệt độ không khí cao nhất lại rơi vào tháng VII; còn ở vùng biển phía Nam lại khác, biến thiên của nhiệt độ nước biển tầng mặt và nhiệt độ không khí theo thời gian khá phù hợp với nhau, nghĩa là nhiệt độ cao nhất của nước biển tầng mặt và của không khí lại đều xuất hiện vào tháng IV. Theo các nhà nghiên cứu thì sở dĩ có sự khác biệt đó là do mối tương tác động lực giữa đại dương và khí quyển. c) Độ ẩm không khí

ở vùng biển Đông nước ta độ ẩm tương đối cao, trung bình năm đạt vào khoảng 85 – 95%, trong đó tháng ẩm nhất có nơi đạt tới 95 – 100% và tháng khô nhất độ ẩm không xuống dưới 70%. Trên biển Đông, nói chung, sương mù tương đối ít; quanh năm tầm nhìn xa tương đối tốt nhất là vùng biển phía Nam. Chỉ có trên vịnh Bắc bộ và vùng ven bờ biển phía Bắc mới hay xuất hiện sương mù vào các tháng II, III và IV với tần suất xuất hiện trung bình khoảng 30 ngày trong 1 năm, chiếm tỷ lệ vào khoảng 8%. d) Chế độ mưa Chế độ mưa trên biển Đông và các vùng ven biển có quan hệ trực tiếp với sự di chuyển của các đối tượng sinốp, nhất là các nhiễu động sóng trong đới gío Đông (còn được gọi là sóng Đông, sóng lan truyền từ Đông sang Tây) và sự dịch chuyển của dải hội tụ nhiệt đới. - Sóng Đông là một trong những đặc trưng cơ bản của hoàn lưu khí quyển ở vùng vĩ độ thấp. Sóng này thường hay gặp trong mùa hè với sự hình thành và biến động lượng mây và mưa tại các bờ cản gió ven bờ phía Đông các lục địa. Các sóng này chủ yếu làm tăng lượng mây, tăng mưa ở các vùng ven biển; trên dải ven bờ biển Việt nam nhiều khi đã xuất hiện các đợt mưa kéo dài tới 2 – 3 ngày đêm liền. - Dải hội tụ nhiệt đới bắt đầu xuất hiện rõ trên phạm vi biển Đông từ đầu tháng V và di chuyển dần lên vùng vĩ độ cao về phía Bắc, Đông Bắc vào các tháng VI, tháng VII và đạt vị trí Bắc nhất; đến tháng VIII vị trí trung bình của dải hội tụ nhiệt đới bắt đầu di chuyển về phía Nam; đến tháng XI thì đạt đến vĩ độ của xích đạo nhiệt. Sự tương quan giữa các vị trí trung bình, cường độ mạnh yếu của dải hội tụ nhiệt đới với phân bố mưa, lượng mưa chưa được nghiên cứu nhiều, song dựa vào các đặc điểm mưa trên vùng biển Đông và lãnh thổ Việt nam, người ta thấy rằng mối quan hệ nêu trên tương đối chặt chẽ. Mùa mưa tại các khu vực thuộc biển Đông trùng với mùa hoạt động của dải hội tụ nhiệt đới trên biển. Sự dịch chuyển của vị trí trung bình dải hội tụ nhiệt đới trong các tháng (VIII, IX, X) cũng trùng với sự dịch chuyển mùa mưa chậm dần từ phía Bắc về phía Nam trên vùng biển Việt nam với vùng mưa cực đại nằm ở phía Nam dải hội tụ nhiệt đới. - Lượng mưa năm, trên vùng ven biển tồn tại một dải từ Nha Trang đến Vũng Tàu với lượng mưa nhỏ hơn 1500 mm, nhỏ nhất tại biển Ninh Thuận nơi có vùng nước trồi hoạt động mạnh. Trên vùng biển phía Bắc lượng mưa năm cũng không lớn; các trạm Bạch Long vĩ, Du Lâm (Hải Nam) lượng mưa năm cũng chỉ đạt 1500 mm, đặc biệt tại Hoàng Sa chỉ vào khoảng 1300 mm. Hình (7-2) là bản đồ phân bố lượng mưa năm trên biển Đông Như vậy, có thể hình dung sự phân bố mưa trên biển Đông Việt nam theo một dải hình quạt mà gốc tại Ninh Thuận với lượng mưa thâps hơn so với các vùng biển phía Bắc, Tây Bắc và Nam. Nguyên nhân của sự hình thành khu vực gốc ít mưa này có thể ngoài mối liên quan quan với khu vực nước biển có nhiệt độ thấp kéo dài từ vùng tâm nước trồi Nam Trung bộ còn có sự kết hợp với sự phân kỳ nước trên vùng biển hoạt động của dải hội tụ nhiệt đới. Bởi vì sự hiện diện của khu vực nước tương đối lạnh (thấp

hơn 270 - 280C) và gió yếu làm giảm lượng bốc hơi từ mặt biển; ngoài ra còn phải kể đến sự kéo theo các hiệu ứng biến đổi độ ổn định của lớp khí quyển sát mặt biểnvà các tác động phụ khác. CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG VII

1) Khí hậu và các nhân tố hình thành khí hậu, liên hệ với điều kiện trên bề mặt

biển và đại dương ?

2) Đặc điểm chung của các vùng khí hậu Biển Đông ? 3) Các nét cơ bản của đặc trưng yếu tố khí hậu trên Biển Đông ? 4) Câu hỏi thực hành cuối kỳ: Cấu tạo và nguyên lý hoạt động của các thiết bị đo

đạc các yếu tố khí tượng ?

TÀI LIỆU THAM KHẢO [1] M.X. A-vec-ki-ep - Khí tượng học - Nha khí tượng - 1963. [2] Bùi Xuân Thông - Xác định hệ sóng đông khí quyển thông qua mô hình nhiều lớp áp dụng cho vùng biển Đông Nam á - Tập san Khí tượng Thuỷ Văn số 6 Biển Đông Tập II - Nhà xuất bản Đại học Quốc gia Hà Nội - 2003 [3] Bùi Xuân Thông - Nghiên cứu đánh giá quy luật biến động một số trường khí tượng cơ bản Biển Đông, Đề tài KHCN06 13, Chương trình biển 1996 – 2000. [4] O.G. Cơ-ri-trac - Khí tượng học si nốp hay Môn học dự đoán thời tiết (Tập 1,2,3) - Nha khí tượng – 1961, 1962. [5] S.I. Côt-xơ-tin - Khí hậu học - Nha khí tượng - 1964. [6] Dơ-vê-ép - Khí tượng học si nốp - Nha khí tượng - 1968. [7] Phạm Ngọc Hồ, Hoàng Xuân Cơ và nnk - Vật lý khí quyển đại cương - Giáo trình ĐHTH Hà Nội, 1979. [8] Phạm Ngọc Hồ, Hoàng Xuân Cơ - Cơ sở khí tượng học - NXB KHKT - 1991 [9] Đ.L. Lai-khơ-tơ-man, LX. Gan-đin, LT. Mat-vê-ep, MI. Yu-đin - Cơ sở khí tượng học động lực - Nha khí tượng - 1964. [10] Trần Công Minh và nnk - Khí tượng học si nốp - Giáo trình ĐHTH Hà Nội, 1979. [11] Phạm Đức Nghĩa, Ngô Đình Tuấn, Vũ Hoàng Hoa - Khí tượng và khí hậu - Bài giảng Cao học Đại học thủy lợi Hà Nội - 1999. [12] Phạm Đức Nghĩa – Khí tượng Thời tiết Khí hậu – NXBNN – 2002. [13] Yêu Trẩm Sinh - Nguyên lý khí hậu học - Nha khí tượng - 1962. [14] Mai Trọng Thông, Hoàng Xuân Cơ - Tài nguyên khí hậu - NXB Đại học Quốc gia Hà Nội - 2000. [15] Phạm Ngọc Toàn, Phan Tất Đắc - Khí hậu Việt Nam - NXB KHKT, Hà Nội – 1975, 1978, 1993. [16] Nhiệt học và động lực học lớp biên - Bài giảng Cao học Đại học Quốc gia Hà Nội - 1995. [17] Tropical Meteorology, 1992, Toby N. Carlson, Department of Meteorology. The Pennsylava nia State University. [18] Royal Oservatory Hongkong : Marine Climatological Summaries For Areas 20057 and 21156 in South China Sea 1962.

THÔNG TIN VỀ TÁC GIẢ CỦA GIÁO TRÌNH

Tên Giáo trình: KHÍ TƯỢNG BIỂN

Chủ biên: PHẠM ĐỨC NGHĨA

Các tác giả:

1) Họ và tên: Phạm Đức Nghĩa Sinh ngày: 20/11/1950

Cơ quan công tác: Bộ môn Mô hình toán và Dự báo Khí tượng thủy văn,

Khoa Thủy văn Tài nguyên nước,

Trường Đại học Thủy lợi – Bộ Nông nghiệp và

PTNT

Địa chỉ liên hệ: P313 Nhà 8A Tập thể Đại học Thủy lợi,

Ph. Trung liệt, Q. Đống Đa, Tp Hà Nội.

2) Họ và tên: Bùi Xuân Thông Sinh ngày: 26/03/1949

Cơ quan công tác: Trung tâm Hải văn – Bộ Tài nguyên Môi trường,

Địa chỉ liên hệ: Số 132 Phố Nguyễn Khuyến,

Ph Văn Miếu, Q. Đống Đa, Tp Hà Nội.

PHẠM VI VÀ ĐỐI TƯỢNG SỬ DỤNG GIÁO TRÌNH

- Ngành học: Môn “Khí tượng biển” được giảng dạy cho chuyên ngành “Quản lý tổng hợp dải ven biển với 04 đơn vị học trình trước đây và cho ngành “Kỹ thuật biển” với 03 tín chỉ hiện nay, của Trường Đại học Thủy lợi thuộc Bộ Nông nghiệp và PTNT. Giáo trình này có thể dung làm tài liệu tham khảo cho các chuyên ngành có liên quan trong lĩnh vực các khoa học về trái đất.

- Các từ khóa để có thể tra cứu gồm: Phạm Đức Nghĩa, Bùi Xuân Thông, Khí tượng học, Thời tiết và Dự báo thời tiết, Khí hậu học, Khí tượng biển, Tương tác biển - khí quyển, Thời tiết và Khí hậu Việt Nam, Bộ môn Mô hình toán và Dự báo KYTV, Bộ môn Quản lý biển và đới bờ.

- Yêu cầu kiến thức trước khi học môn Khí tượng biển: Các kiến thức của Toán

học cao cấp, Vật Lý và Địa lý học.

- Số lần xuất bản: 04 lần để làm tài liệu học tập phục vụ cho các khóa từ K45

đến nay của Trường Đại học Thủy lợi.

- Nơi xuất bản: Trường Đại học Thủy lợi.