Khí tượng học synốp phần 5

Chia sẻ: Thái Duy Ái Ngọc | Ngày: | Loại File: PDF | Số trang:12

Thêm vào BST

Báo xấu

81
lượt xem 12
download

Download Vui lòng tải xuống để xem tài liệu đầy đủ

Chương 3. Những nhiễu động miền nhiệt đới Trần Công Minh Khí tượng học synốp(Phần nhiệt đới) NXB Đại học quốc gia Hà Nội 2006. Từ khoá: Nhiễu động, miền nhiệt đới, tín phong, EL NINO, giao động nhiệt đới. Tài liệu trong Thư viện điện tử ĐH Khoa học Tự nhiên có thể được sử dụng cho mục đích học

Chủ đề:

Bình luận(0) Đăng nhập để gửi bình luận!

Lưu

Nội dung Text: Khí tượng học synốp phần 5

Chương 3. Những nhiễu động miền nhiệt đới Trần Công Minh Khí tượng học synốp(Phần nhiệt đới) NXB Đại học quốc gia Hà Nội 2006. Từ khoá: Nhiễu động, miền nhiệt đới, tín phong, EL NINO, giao động nhiệt đới. Tài liệu trong Thư viện điện tử ĐH Khoa học Tự nhiên có thể được sử dụng cho mục đích học tập và nghiên cứu cá nhân. Nghiêm cấm mọi hình thức sao chép, in ấn phục vụ các mục đích khác nếu không được sự chấp thuận của nhà xuất bản và tác giả. Mục lục Chương 3 NHỮNG NHIỄU ĐỘNG MIỀN NHIỆT ĐỚI.......................................................3 3.1 TÍN PHONG .............................................................................................................3 3.1.1 Đặc điểm cơ bản................................................................................................3 3.1.2 Các tầng ẩm trong tín phong và nghịch nhiệt tín phong ......................................3 3.2 DẢI HỘI T Ụ NHIỆT ĐỚI.........................................................................................6 3.2.1 Định nghĩa, cấu trúc..........................................................................................6 3.2.2 Sự dịch chuyển trong từng đợt và theo mùa của dả i hội tụ nhiệt đới .................9 3.2.3 Thời tiết trong dả i hội tụ nhiệt đới ..................................................................10 3.2.4 Sự dịch chuyển của dả i hội tụ nhiệt đới ..........................................................11 3.3 SÓNG ĐÔNG .........................................................................................................12 3.4 SÓNG XÍCH ĐẠO..................................................................................................15 3.5 HÌNH THẾ PHỨC HỢP GÂY MƯA LỚN .............................................................16 3.6 DAO ĐỘNG TỰA 2 NĂM .....................................................................................20 3.7 DAO ĐỘNG NHIỆT ĐỚI 40-50 NGÀY.................................................................22 3.8 EL NINO DAO ĐỘNG NAM (ENSO) VÀ HOÀN LƯU WALKER ......................22
3 Chương 3 NHỮNG NHIỄU ĐỘNG MIỀN NHIỆT ĐỚI 3.1 TÍN PHONG Tín phong là nhánh phía dưới của dòng hoàn lưu Hadley miền nhiệt đới. Tín phong bao quát một phạm vi rộng lớn thuộc miền nhiệt đới nằm giữa hai trục áp cao cận nhiệt trong phạm vi khoảng 30oN và 30oS. Tín phong quy định thời tiết trên các vùng biển nhiệt đới và một phần các lục địa kế cận. 3.1.1 Đặc điểm cơ bản Tín phong là dòng khí ổn định thổ i từ phần hướng về phía xích đạo của cao áp cận nhiệt. Trên khu vực tín phong hướng gió chủ đạo là hướng đông bắc đến đông. Từ trục cao áp cận nhiệt hai bán cầu đến trục dải áp thấp xích đạo là hai đới tín phong hướng đông bắc ở Bắc Bán Cầu và đông nam ở Nam Bán Cầu. Đây là hệ thống gió mặt đất ổn định nhất trên Trái Đất (tần suất thịnh hành là 80-90%). Tín phong có tốc độ gió hợp thành trung bình trên các đảo tới 4,3 m/s vào mùa đông và 2,4m/s vào mùa hè. Tốc độ gió trung bình không tính đế n hướng gió đạt tới 6-8m/s. Là dòng khí thổ i ở phần rìa hướng về phía xích đạo của cao áp cận nhiệt nên đới tín phong dịch chuyển, mở rộng hay thu hẹp cùng với áp cao cận nhiệt. Đới tín phong Bắc Bán Cầu trải dài từ xích đạo đến khoảng 28oN vào mùa đông và từ 18oN-31oN vào mùa hè. Hoạt động của tín phong trong khu vực gió mùa châu Á khá phức tạp và có ảnh hưởng trực tiếp đế n thời tiết Đông Nam Á. Khi cao áp cận nhiệt lấn sang phía tây, tín phong đưa không khí nhiệt đới biển nóng ẩm vào lục địa Đông Nam Á làm thay đổ i thời tiết ở khu vực này. Ở phần phía đông của cao áp, tín phong có hướng tây bắc trong dải rộng ở phần phía nam áp cao cận nhiệt Bắc Bán Cầu là tín phong đông bắc còn từ phần cực tây nam của áp cao là tín phong đông nam. Do Miền Bắc Việt Nam nằm ở phía cực tây của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương nên ở đây có tín phong đông nam, trong khi đó Miền Nam Việt Nam (từ khoảng 16oN về phía nam) nằm trong đới tín phong đông bắc. Do áp cao cận nhiệt đới Tây Thái Bình Dương là áp cao nóng tầm cao, nên càng lên cao áp cao cận nhiệt càng phát triển mạnh và mở rộng về phía lục địa Đông Nam Á còn trên cao tín phong chuyển sang hướng đông. Đới tín phong hướng đông thể hiện rõ trên cao và được minh hoạ bằng các dòng khí nhận được từ phân tích sự d i chuyển của mây ở các tầng thấp và tầng trung. Trên hình 3.9 đới tín phong hướng đông được biểu diễn bằng các vectơ gió đông ở phía bắc dải hội tụ nhiệt đới. 3.1.2 Các tầng ẩm trong tín phong và nghịch nhiệt tín phong 3.1.2.1. Cấu trúc của tầng ẩm trong tín phong Như ta biết, đới tín phong là nhánh hướng về xích đạo của vòng hoàn lưu Hadley. Đặc trưng cho tín phong là dòng giáng quy mô synôp với tốc độ khoảng -0,3m/s trên phạm vi khống chế của cao áp cận nhiệt. Thời tiết đặc trưng cho khu vực tín phong là thời tiết tốt, đôi khi có thể cho thời tiết khô nóng do dòng giáng nói trên. Trong khu vực này có thể có những
4 đám mây tích nhỏ riêng lẻ, chiếm khoảng ba phần mười bầu trời hoặc có thể xuất hiện mây tích do địa hình. Trên hình 3.1 biểu diễn các lớp nhiệt ẩm tín phong. So sánh đường tầng kết nhiệt có thể phân chia thành bốn lớp từ dưới lên trên: 1) Lớp đồng nhất từ mặt đất đến độ cao khoảng 600m; 2) Lớp ổn định có gradien nhiệt độ nhỏ hơn gradien đoạn nhiệt khô. Chính lớp ổn định này là nguyên nhân tạo nên một lớp trời quang giữa các đám mây; 3) Lớp mây là lớp bất ổn định; 4) Lớp nghịch nhiệt phía trên đỉnh mây với nhiệt độ tăng theo chiều cao. Hình 3.1. Cấu trúc của lớp biên tín phong trên bi ển xác định bởi thám trắc bằng máy bay. Lớp biên bao gồm lớp đồng nhất, lớp ổn định và lớp mây. Thám trắc được ti ến hành trong khu vực trời quang vào ngày chân mây nằm ở độ cao 900mb (Simpson, 1973) Giữa giới hạn trên của lớp siêu đoạn nhiệt đến khoảng 600m, không khí xáo trộn bở i trạng thái nhiệt chưa bão hoà và bởi lực cơ học do độ đứt gió thẳng đứng lớn trong lớp ma sát. Theo chiều cao phân bố độ ẩm được biểu diễn bằng đường ở rìa bên phải hình 3.1. Độ ẩm được đặc trưng bởi t ỷ số hỗn hợp S g/kg, gần tương đương với độ ẩm riêng q g/kg. Ta thấy lớp ẩm nhất là lớp đồng nhất với S = 13 g/kg, trong lớp ổn định độ ẩm giảm dần theo chiều cao tới 8 g/kg, trong mây độ ẩm tăng theo chiều cao tới 9 g/kg ở đỉnh mây, phía trên đỉnh mây độ ẩm giảm nhanh tới 3 g/kg ở phía trên lớp nghịch nhiệt. Độ dầy của các lớp mây miền nhiệt đới thường biến đổ i lớn, tăng lên khi có các nhiễu động đi qua, sau đó lại giảm. Nhìn chung độ dầy của lớp mây càng tăng khi tiến gần tới xích đạo, nơi có nhánh dòng thăng của vòng hoàn lưu Hadlley. 3.1.2.2. Nghịch nhiệt tín phong Nghịch nhiệt trong đới tín phong trước hết là do chuyển động giáng gây hiệu ứng nén, tạo nghịch nhiệt nén trong cao áp. Nguyên nhân thứ hai là do hoàn lưu của xoáy nghịch ở phần phía đông áp cao dòng khí mặt đất đi từ miền ôn đới lạnh hơn tới phía dưới không khí nhiệt
5 đới nóng hơn. Chính vì vậy phía đông áp cao nghịch nhiệt nằm rất thấp như minh hoạ ở phầ n bên phải của hình 3.2. Hình 3.2. Mặt cắt thẳng đứng theo hướng đông bắc - tây nam (trên hình là từ phải sang trái từ đi ểm ban đầu quỹ đạo tương ứng với 0 km tới 2500 km cuối quỹ đạo hạt khí) cắt qua nghịch nhi ệt tín phong và lớp mây dưới lớp nghịch nhi ệt. Đườ ng có m ũi tên là quỹ đạo hạt khí. Đườ ng li ền ghi số là đường đẳng nhi ệt độ thế vị. Phía phải hình là profile thẳng đứng của gió (m/s) ở khu vực đầu quỹ đạo. Phía trái hình là profile thẳng đứng của gió (m/s) ở khu vực cuối quỹ đạo (Simson, 1973) Ngược lại, ở phần tây áp cao tín phong đông nam lại đưa không khí nóng ở phía nam lên phía bắc làm giảm yếu và nâng cao lớp nghịch nhiệt (như minh hoạ ở phần trái hình 3.2). Chính vì vậy nghịch nhiệt tín phong ngăn chặn mây tích ở độ cao rất thấp ở phía đông áp cao, còn ở phần tây áp cao mây tích có thể phát triển ở độ cao lớn hơn. Nghịch nhiệt tín phong cũng chứng minh hiện tượng lớp xáo trộn phố i hợp cùng với sự mất nhiệt do phát xạ sóng dài trong lớp không khí ẩm lớn hơn trong lớp không khí khô phía trên. Do đó phía dưới tạo thành một lớp chắn ổn định phía trên lớp xáo trộn. Lớp nghịch nhiệt ngăn chặn chính là giới hạ n phát triển của các đám mây tích trong tín phong. Trên hình 3.1 chỉ rõ nghịch nhiệt tín phong nằm ở độ cao khoảng 2400m; phía trên đó là lớp ổn định có gradien thẳng đứng của nhiệt độ nhỏ hơn gradient đoạn nhiệt ẩm. Theo chiều cao không khí trở nên khô rất nhanh trong suốt lớp nghịch nhiệt. Nghịch nhiệt có độ dầy chừng vài trăm mét, bên trên đó gradien nhiệt độ thẳng đứng lớn hơn gradien đoạn nhiệt khô một ít. Điều đó là do sự phố i hợp của các quá trình bức xạ, chuyển động giáng trong cao áp và trao đổi nhiệt theo chiều thẳng đứng. Độ dầ y của lớp ẩm trong tín phong lớn dần từ đầu dòng ở phía đông bắc sang phía tây nam theo quỹ đạo hạt khí (đường có mũi tên trên hình 3.2). Các lớp mây tích cũng dầy thêm khi tới gần dả i áp thấp gần xích đạo. Từ các profile tốc độ gió ta thấy ở đầu quĩ đạo tốc độ gió tăng chậm theo chiều cao; ở cuối quĩ đạo trong lớp gradien tốc độ gió tăng theo chiều cao và đạt cực đại tại mực khoảng 1km sau đó giảm mạnh. Các lớp mây tích tăng độ cao về phía xích đạo nhưng cũng bị lớp nghịch nhiệt chặn, chỉ một số đám mây có dòng thăng mạnh mới xuyên qua lớp nghịch nhiệt, và phát triển đạt mực băng kết cho mưa rào. Từ chương 1 khi nói về vận chuyển ẩm ta đã chỉ rõ một hướng vận chuyển ẩm từ miền cận nhiệt đới nắng nóng và bốc hơi cực đại từ mặt biển. Chính tín phong đóng vai trò vận chuyển lượng hơi ẩm này về phía xích đạo tới dải hội tụ nhiệt đới nơi đố i lưu mây tích phát triển mạnh ở phần xích đạo của vòng hoàn lưu Hadley. Ở đây mây tích tín phong đóng một
6 vai trò rất lớn trong động lực học đối lưu. Ngoài quá trình làm ẩm, các lớp mây tích còn đóng vai trò lớn trong việc làm nóng lớp biên. Phía trên lớp nghịch nhiệt dòng khí ở trạng thái đoạn nhiệt ẩm. Trong lớp mây quá trình nóng lên là do kết quả quá trình nén phố i hợp giữa mây tích thăng lên và sự xáo trộn theo chiều thẳng đứng của không khí với các phần tử mây đang tan đi. Phần lớn năng lượng được thu nhận do tiềm nhiệt ngưng kết hơi nước. DẢI HỘI TỤ NHIỆT ĐỚI 3.2 3.2.1 Định nghĩa, cấu trúc Dải hộ i tụ nhiệt đới (The Intertropical Convergence Zone-viết tắt là ITCZ hay ICZ) là một khâu quan trọng trong hoàn lưu chung miền nhiệt đới. Dải hộ i tụ nhiệt đới đóng vai trò của một cơ chế vận chuyển mômen, nhiệt và ẩm của nhánh dòng thăng trong vòng hoàn lưu Hadley nhiệt đới. Dả i hộ i t ụ nhiệt đ ới là mộ t trong các hệ t hố ng thời tiết có thể c ho lượ ng mư a rất lớ n đế n trên diệ n rộ ng ở miề n nhiệt đ ớ i, đặ c biệt là khi ho ạt độ ng củ a dả i hộ i t ụ nhiệt đớ i kết hợp vớ i các hình thế t hờ i tiết khác như front lạ nh, bão có thể h ình thành trên dả i hộ i t ụ nhiệt đới. Đ ịnh nghĩa và ba mô hình dả i hộ i t ụ nhiệt đới đã đ ượ c Khromov (1957) đưa ra cùng với nhiề u khái niệ m cơ bả n về hoàn lư u nhiệt đ ới như t ín phong, gió mùa, đ ới gió tây xích đạo. Theo ông: "Dả i hộ i t ụ nhiệt đới là dả i thờ i tiết xấu, hình thành bởi sự hộ i t ụ của tín phong hai bán c ầu, củ a tín phong mộ t bán cầu với tín phong bán cầu kia vượt xích đạo và chuyể n hướ ng và tín phong mỗ i bán cầu với đ ớ i gió tây xích đ ạo mở rộ ng". S.P Khromov cũ ng đ ề xuất ba mô hình củ a dả i hộ i t ụ nhiệt đới (hình 3.3). Hình 3.3. Ba mô hình của dải hội tụ nhiệt đới : Gần sát xích đạo (Loại 1); cách xa xích đạo do tín phong một bán cầu vượt xích đạo chuyển hướng thành gió mùa hội tụ và hội tụ với tín phong bán cầu kia (Loại 2); Tín phong hai bán cầu hội tụ với đới gió tây xích đạo mở rộng (Loại 3) Khromov (1957) Mô hình lo ại 1 thường xẩy ra ở Đạ i Tây Dương khi tín phong hai bán cầu gặp nhau ở gần xích đạo. Loại dả i hộ i tụ g ió này có tần suất cao đến mức tồn tại ngay trên bản đồ gió trung bình toàn cầu ở miền xích đạo Đại Tây Dương. Trên ảnh mây vệ t inh lo ại dải hộ i t ụ
7 nhiệt đới này có dạng như trên hình 3.4. Trong dải hộ i tụ nhiệt đới là dả i mây tích và mây vũ t ích tạo thành dả i có mật độ không đều. Chiều rộng của dải mây chừng 200 - 300m, chiều dài rất lớn, có trường hợp gần như bao quanh Trái Đất. Lo ại dả i hộ i t ụ nhiệt đớ i thứ hai hình thành do sự hộ i t ụ của tín phong Bắc Bán Cầu, chẳ ng hạ n, vớ i tín phong Nam Bán Cầu sau khi vượt qua xích đạo, chuyển hướ ng thành gió tây nam và hộ i t ụ vớ i tín phong đông bắc ở Bắc Bán Cầu trên dải hộ i t ụ nhiệt đới. Hình 3.4. Dải hội tụ nhi ệt đới gần xích đạo (AWS Technical Report 215) Đặc đ iể m của loạ i dải hộ i tụ nhiệt đới này là nằm cách xa xích đạo, với khoảng cách này lực Coriolis đủ lớn để tạo các xoáy xoáy thuận thể hiện qua các xoáy mây trên ảnh mây vệ t inh như trên hình 3.5. Dải hộ i tụ nhiệt đới loại 2 đặc trưng cho dải hộ i tụ nhiệt đớ i ở Đông Nam Á và Biển Đông. Những xoáy thuận trên dải hộ i tụ nhiệt đới là nhiễu độ ng ban đầu cho sự hình thành của bão ở Biển Đông như ta sẽ t hấ y trong chương 4. Hình 3.5. Dải hội tụ nhi ệt đới nằm cách xa xích đạo với các chuỗi xoáy, k ết quả c ủa sự hội tụ giữa tín phong Nam Bán Cầu vượt xích đạo chuy ển hướ ng thành gió mùa tây nam với tín phong đông bắc Bắc Bán Cầu. (AWS Technical Report 215) Loại dải hộ i tụ nhiệt đớ i thứ ba là dải hộ i tụ kép với dải hộ i tụ chính ở Bắc Bán Cầu và dải hộ i tụ phụ ở Nam Bán Cầu vớ i cường độ phát triển không lớn bằng dả i hộ i tụ ở phía bắc nó như biểu diễn trên ảnh mây vệ t inh (Hình 3.6). Loạ i dải hộ i tụ nhiệt đớ i này ít thấ y hơn so với hai loạ i trên và chỉ xẩy ra ở nơi đớ i gió tây xích đạo biểu hiện rõ.
8 Hình 3.6. Dải hội tụ nhi ệt đới kép ở hai bên xích đạo do tín phong hai bán cầu hội tụ với đới gió tây xích đạo m ở rộng. Dải hội tụ nhiệt đới ở Nam Bán Cầu ít bi ểu hi ện rõ (AWS Technical Report 215) Dải hộ i tụ nhiệt đới kép thực tế hình thành theo trình tự: đầu tiên dải mây Bắc Bán Cầu hình thành kéo dài 4-7 độ kinh, sau đó dải hộ i tụ nhiệt đới mới hình thành ở Nam Bán Cầu. Sự hình thành dải hộ i tụ kép có thể xẩy ra ở một số khu vực. Đó là do sự hội tụ của đới gió tây xích đạo mở với tín phong mỗ i bán cầu như mô hình 3 của Khromov (hình 3.3). Dải hộ i tụ nhiệt đới xảy ra với tần suất cao nên hình thế này có thể phát hiện trên trường gió và trường áp trung bình vào hai tháng điển hình cho mùa đông (tháng 1) và mùa hè (tháng 7) ở Nam Á và Đông Nam Á. Tháng 1 dòng khí mực gradien (tương ứng với độ cao 600m), từ Bắc Bán Cầu vượt qua xích đạo về phía Nam Bán Cầu và chuyển sang hướng tây bắc hộ i tụ với tín phong hướng đông Nam Bán Cầu (phần trên bên trái hình 3.7). Dải hộ i tụ được biểu diễn bằng đường kép nằm trên trục áp thấp ở khoảng 5oS trên trường áp mặt đất (Phần trên bên phải hình 3.7). Mùa hè (tháng 7) ta thấy rõ dòng khí từ áp cao cận nhiệt Nam Bán Cầu vượt xích đạo và chuyển hướng vượt lên rất xa về phía lục địa Đông Nam Á hộ i và tụ vớ i tín phong hướng đông, đông nam trên dả i hộ i tụ nhiệt đới ở phần Tây Bắc Thái Bình Dương (Phần dướ i bên trái hình 3.7). Một điều đặc biệt là dải hộ i tụ (đường kép) nằm trên trục rãnh gió mùa và kéo dài sang phía đông nằm dọc theo rìa phía nam của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương.
9 Hình 3.7. Dòng khí tại m ực gradient và trường áp, dải hội tụ nhi ệt đới (đường kép) tháng 1 (Phần trên hình), tháng 7 (Phần dưới hình) (AWS, 1979) 3.2.2 Sự dịch chuyển trong từng đợt và theo mùa của dải hội tụ nhiệt đới Do là nơi hộ i tụ của hai đới gió nên dả i hộ i tụ nhiệt đới trong từng đợt di chuyển theo hướng của đới gió tây nam "chủ độ ng" dịch chuyển lên phía bắc hộ i tụ với tín phong hướng đông, đông bắc hay đông nam, tuỳ theo hướng nằm của dải hộ i tụ. Về mặt nguyên lý, trong một đợt dịch chuyể n lên phía bắc, gió mùa tây nam không có sự d ịch chuyển theo hướng ngược và do đó ICZ chỉ có thể dịch chuyể n theo hướng t ừ nam lên bắc. Như ở mục cuố i chươ ng 1 đã nói áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dươ ng t ừ t háng 6 đến tháng 8 có hai lầ n nhả y vọt lên phía bắc, tháng 8 t ới vị t rí cao nhất nên đới tín phong cũng d ịch chuyể n theo hướng này. T ừ t háng 6 dả i hộ i t ụ nhiệt đới đã thể hiệ n rõ ở phía Nam Trung Quố c và Bắc Việt Nam vớ i phầ n phía tây là chuỗ i áp thấp nóng địa phươ ng, phầ n phía đông có thể là dả i thờ i tiết xấu với áp thấp và có thể có bão hình thành trên Biể n Đông (Hình 3.8). Trên hình 3.8 là các vị trí trung bình của dải hộ i tụ trên lãnh thổ Việt Nam và Biển Đông. Ta thấy rõ vào tháng 6 phần dả i hộ i tụ nhiệt đới trên đất liền nằm ngang theo hướng vĩ tuyến. Còn phần trên Biển Đông nằ m theo hướng tây bắc - đông nam. Tháng 8, khi áp cao cận nhiệt vớ i tín phong thổ i ở phần phía nam d ịch chuyển lên vị trí phía bắc nhất, dả i hộ i tụ nhiệt đới tháng 8 cũng nằm vắt qua Bắc Bộ và phần bắc Biển Đông, vị trí cao nhất trong năm, trùng hợp với sự phát triển mạnh nhất của gió mùa tây nam.
10 Hình 3.8. Vị trí trung bình của dải hội tụ nhi ệt đới trên khu vực Đông Dương và Bi ển Đông xác định theo đường tần suất cao nhất trong lưới 2x2 độ kinh vĩ Đến tháng 9 xoáy thuận hành tinh bắt đầu mở rộng và đẩ y áp cao cận nhiệt về phía nam, cùng với áp cao nhiệt đới tín phong cũng bị đẩy về hướng này, đồ ng thời gió mùa tây nam đã suy yếu và thường chỉ lan t ới Bắc Trung Bộ. Dải hộ i tụ nhiệt đới tháng 9 ho ạt độ ng tại khu vực này, một nhánh nữa đi qua Nam Trung Bộ. Tháng 10 và tháng 12 dả i hộ i tụ nhiệt đới hoạt độ ng ở Nam Bộ, nơi bão hoạt độ ng vào thời gian này. Đ iều đó không những do bão thường hình thành từ một trong những áp thấp trên dả i hộ i tụ nhiệt đới mà còn do đới gió đông và đông nam trong tín phong là dòng dẫn đường cơ bản đố i với các cơn bão. Trên Biển Đông, như ta sẽ t hấ y trong chương 4, đến 60% qu ỹ đạo các cơn bão có hướng di chuyển theo quỹ đạo từ đông nam lên tây bắc và đổ bộ vào miền bờ biển Việt Nam. Như vậy dải hộ i tụ nhiệt đới không những là nơi hình thành bão mà vị trí trung bình của trục dải hộ i tụ còn gần trùng với quỹ đạo trung bình của bão ở miền bờ biển Việt Nam. Hệ quả là vị trí trung bình ở Biển Đông của dải hộ i t ụ nhiệt đới và quỹ đạo bão quy định cực đại mưa lũ ở Bắc Bộ vào tháng 8, ở Bắc Trung Bộ vào tháng 9 và Tây Nguyên và Nam Bộ vào tháng 10. 3.2.3 Thời tiết trong dải hội tụ nhiệt đới Trên khu vực Đông Nam Á và Biển Đông, dải hộ i tụ nhiệt đới biểu hiện rõ nhất trên các ảnh mây vệ t inh dưới dạng các khu vực mây tập trung, có dạng xoáy vào tâm gần tròn trong giai đoạn áp thấp nhiệt đới và bão. Các khu vực mây này nói chung thường nằm ngang theo hướng vĩ tuyến. Trên trường áp, trod của dải hộ i tụ nhiệt đới đi qua các áp thấp thường có một đường đẳng áp tròn khép kín (Hình 3.9). Nhưng khi áp thấp khơi sâu thành áp thấp nhiệt đớ i hay bão thì có thể có một số đường đẳng áp khép kín gần như đồng tâm. Trên bản đồ, dải hộ i tụ nhiệt đới biểu hiện rõ nhất tại mực 850mb, dòng khí ở hai bên áp thấp trên dải hộ i tụ nhiệt đới còn biểu hiện rõ tới mực 700mb, thậm chí tới mực 500mb trong trường hợp gió mùa tây nam lan tới mực này và lan xuống tới các mực này. Trên bản đồ synôp, phần dải hộ i tụ nhiệt đới thể hiện rõ trên trường gió tây nam và tín phong đông bắc được vẽ bằng đường kép. Trên trường gió, dải hộ i tụ nhiệt đới khó xác định hơn do phần lớn nó phát triển trên Biển Đông vớ i lưới số liệu gió thưa thớt. Khác vớ i front ngoại nhiệt đới, dả i hộ i tụ nhiệt đới không phả i là dải ngăn cách hai khố i
11 khí có nhiệt độ khác biệt nhau đáng kể. Sự đồ ng nhất trên trường nhiệt ở hai bên dải hộ i t ụ nhiệt đới thể hiện rõ nhất khi áp thấp trở t hành bão. Như ta sẽ t hấ y trong chương 4, bão là hệ t hố ng hình thành bở i khố i khí đồ ng nhất. Do đó sự tồn tại của dải hộ i tụ nhiệt đới không phải do chênh lệch nhiệt độ mà do sự hộ i tụ gió gây dòng thăng trong quá trình hình thành các hệ thống mây tích và mây vũ tích dọc theo dải hộ i tụ nhiệt đới. Trong một số trường hợp như ví dụ hình thế phức hợp cuố i chương này, gió mùa tây nam lan tới mực 500mb phía nam dả i hộ i tụ có tốc độ tới 10 - 15m/s, tín phong đông bắc lan từ trên cao xuống mực này cũng có tốc độ 10 - 15m/s. Tuy nhiên, dù có tốc độ lớn nhưng khi tới gần dải hộ i tụ nhiệt đới dòng khí tây nam và đông bắc chuyển độ ng chậm lạ i, trên dải hộ i tụ tốc độ gió chỉ còn 2 - 3m/s, trừ trường hợp gió mạnh trong các cơn dông. Với hệ thống mây tích và mây vũ t ích như thể hiện trên các ảnh mây vệ t inh, dải hộ i tụ nhiệt đới cho mưa vừa có thể kéo dài trong nhiều ngày, mưa rào và dông trên phạm vi rộng lớn, khi bão hình thành thì hệ thống mây gây mưa to gió lớn trên một diện rộng với chiều ngang 100 - 500km hay hơn nữa. Chính vì vậy, dải hộ i tụ nhiệt đới bao giờ cũng lôi cuốn sự quan tâm rất lớn của dự báo viên. Trường mây cũng thể hiện dạng xoáy từ A tới D (hình 3.5), cần lưu ý xoáy trong trường gió trong trường hợp này nằm dưới 1000m. Các hệ thống tại BCD đầu tiên bao gồm lớp mây với đỉnh tương đố i nóng. Mặc dù các hệ thống xoáy thuận này tạo trường gió xoáy địa phương và gây nên mưa không lớn. Các xoáy này không thể cho gió mạnh hay có thể trở thành các cơn bão nếu như không có hoạt động hỗ trợ của mây đố i lưu phát triển mạnh theo chiều cao. 3.2.4 Sự dịch chuyển của dải hội tụ nhiệt đới Ta hãy xem xét một hình thế dải hội tụ nhiệt đới hình thành và phát triển vào cuối tháng 7 năm 2005. Dải hội tụ nhiệt đới trong trường hợp này bao gồm hai xoáy thuận: một là áp thấp nhiệt đới ở phía đông Philippine với đường đẳng áp ngoài cùng là 1005mb, hai là cơn bão đổ bộ vào ven biển Bắc Bộ với khí áp ở vùng trung tâm bão hạ thấp tới 995mb (Hình 3.9). Tại mực 850mb dải hội tụ nối liền với trục xuyên qua hai tâm áp thấp nằm ở phía tây, gần như dọc theo vĩ hướng. Hình 3.9.
12 Hình thế dải hội tụ nhi ệt đới kéo dài từ phía tây qua Bắc Bộ tới phía đông Philippine Trên ảnh mây vệ tinh ngày 31/7/2005 (Hình 3.10) ta thấy rõ xoáy mây bão gần tròn bao phủ Bắc Bộ, Bắc Trung Bộ và vịnh Bắc Bộ. Khố i mây trên áp thấp nhiệt đới cấu tạo bởi các dải mây lớn xoáy vào tâm ở phía đông Philippine. Trên hình 3.9 cũng biểu diễn các véc tơ gió từ tầng thấp đến tầng giữa khí quyển nhờ phân tích sự di chuyển của các đám mây ở các mực này. Ta có thể thấy rất rõ hệ thống tín phong ở phía bắc dải hộ i tụ. Hình 3.10. Màn mây dải hội tụ nhi ệt đới ngày 31/7/2005 3.3 SÓNG ĐÔNG Sóng đông là nhiễu động sóng trong đới gió đông, di chuyển từ đông sang tây. Sóng đông tạo nên khu vực thời tiết tốt ở phần đầu sóng theo hướng di chuyển (phần phía tây sóng) và khu vực thời tiết xấu với mây tích và mây vũ tích cho mưa rào ở phần đuôi sóng (Phầ n phía đông sóng). Trên trường áp ban đầu trong đới gió đông ở phía nam áp cao cận nhiệt xuất hiện nhiễu động sóng với rãnh áp thấp nằm theo hướng ngược lại so với rãnh trong đới gió tây ôn đới, nghĩa là chân rãnh nằm ở phía bắc lõm sâu vào áp cao cận nhiệt. Trong những điều kiện thuận lợi, biên độ rãnh lớn dần và khơi sâu trở thành một áp thấp, có khi trở thành bão như minh hoạ trên hình 3.11.
13 Hình 3.11. Sóng đông với áp thấp nhiệt đới hình thành trong đới tín phong phía nam áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương T ừ hình 3.11, ta thấy sóng đông lan t ớ i mực 500mb phát triể n thành bão nằ m sát ngay phía nam trong đớ i tín phong của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dươ ng. Trường hợp này xả y ra không ít lầ n ở Tây Bắc Thái Bình Dươ ng. Ở phần phía bắc của bão, gradien khí áp t ăng lên rõ rệt làm t ăng tố c độ của tín phong. Riehl (1954) lần đầu tiên phát hiệ n sóng đông ở miề n biể n Caraip. Ông đã minh ho ạ sự xuất hiệ n của sóng đông trên trường gió, biến áp và thời tiết ở Sanjuan trong các ngày 11 đến 13 tháng 7 nă m 1944 bằ ng mặt cắt thẳng đứng theo thời gian đố i vớ i hướ ng và t ố c độ gió (Hình 3.12) t ại Sanjuan t ừ ngày 11 đến 13/7/1944.