Khí tượng học synốp (Phần nhiệt đới) - Trần Công Minh Phần 3

Chia sẻ: Qwdwqdwqd Dqwdqwdqwd | Ngày: | Loại File: PDF | Số trang:16

Thêm vào BST

Báo xấu

93
lượt xem 11
download

Download Vui lòng tải xuống để xem tài liệu đầy đủ

Sang tháng 6 vị trí của trục của áp cao cận nhiệt nằm ở vĩ độ 20oN. Trung tuần tháng 6 (khoảng ngày 10-20) áp cao cận nhiệt có thể “nhảy” lần thứ nhất tới vĩ độ 25oN. Tháng 7 trục áp cao cận nhiệt lên tới vĩ độ 27oN.

Chủ đề:

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

Lưu

Nội dung Text: Khí tượng học synốp (Phần nhiệt đới) - Trần Công Minh Phần 3

33 Hình 1.25. Sự di chuyển qua các tháng của trung tâm xoáy nghịch cận nhiệt mặt đất ở Bắc Thái Bình Dương. Các số biểu thị các tháng trong năm Sang tháng 6 vị trí của trục của áp cao cận nhiệt nằm ở vĩ độ 20oN. Trung tuần tháng 6 (khoảng ngày 10-20) áp cao cận nhiệt có thể “nhảy” lần thứ nhất tới vĩ độ 25oN. Tháng 7 trục áp cao cận nhiệt lên tới vĩ độ 27oN. Trung tuần tháng 7 có sự “nhảy” lần thứ hai tới vĩ độ 28oN. Tháng 8 áp cao cận nhiệt tiếp tục dịch chuyển lên phía bắc tới 30oN, vị trí cao nhất vào các tháng mùa hè. Trong một thời đoạn ngắn trục áp cao cận nhiệt có thể lên tới 35-40oN. Có năm trục áp cao cận nhiệt nằm ở phía bắc nhất không phải vào tháng 8 mà vào tháng 7. Tháng 9 bắt đầu mùa thu, cao áp bị đẩy xuống phía nam tới 26oN. Do sự mở rộng của áp thấp hành tinh xuống phía nam. Bắt đầu các đợt lạnh trong gió mùa đông bắc sớm. Áp cao cận nhiệt tháng 7 có cường độ mạnh nhất. Trên bản đồ đường dòng tháng 7 ở gần mặt đất (mực gradien; 600 m) áp cao cận nhiệt nằm ở khoảng 25oN. Càng lên cao áp cao cận nhiệt càng lấn sang phía lục địa Đông Nam Á. Từ mực giữa đến phần trên tầng đối lưu, áp cao cận nhiệt tăng cường và mở rộng, trong một số trường hợp có thể nhập với áp cao Tibet. Đến mực AT500 hai trung tâm cao áp đã hình thành ở phần Bắc rãnh gió mùa dưới thấp và tạo thành dải áp cao. Trên trường áp, tâm áp cao mặt đất nằm lệch về phía Hình 1.26. đông còn ở trên cao lại lệch về phía tây (Hình 1.26). Thiết diện của áp cao cận nhiệt: Mặt đất (dưới); Trên cao (trên) Áp cao Tibet Áp cao Tibet là xoáy nghịch với cường độ cực đại tại mực 200mb vào mùa hè Bắc Bán Cầu. Theo Carson. N (1975) áp cao này vốn là áp cao cận nhiệt tại mực 200mb, vào tháng 4 nó có trung tâm nằm trên đảo Borneo (Hình 1.27). Tháng 5 dịch chuyển tới Myanma và tiếp đó dịch chuyển lên phía bắc tới cao nguyên Tibet vào tháng 7. Tháng 8 áp cao dịch chuyển xuống phía nam và vào tháng 9 nó có trung tâm nằm ở phía bắc vịnh Bengal.
34 Hình 1.27. Vị trí các tâm áp cao phần trên tầng đối lưu Đông Nam Á (mực 200mb) trong các tháng 4, 5, 7, 9 Áp cao này duy trì ở đây cho đến tháng 9 thì bắt đầu dịch chuyển về phía đông nam tới Indonesia và trở nên khó xác định vào cuối tháng 10 khi mùa đông synôp ở Đông Nam Á bắt đầu. Sự tồn tại và dịch chuyển của áp cao ở Nam Á và Tây Bắc Thái Bình Dương tại mực 200mb là hệ thống đặc trưng trên cao của hoàn lưu khí quyển Đông Á. Đến tháng 7, tháng 8 áp cao này có cường độ mạnh nhất do sự đốt nóng bổ trợ của cao nguyên Tibet như đã nói ở trên. Vị trí của áp cao này phù hợp với bản đồ đường dòng trung bình mực 200mb. Các dòng khí trên mực 200mb này quy định dòng vượt xích đạo ở phần trên tầng đối lưu nhiệt đới và có hướng ngược so với hướng dòng vượt xích đạo ở mặt đất vào cả mùa đông và mùa hè ở Bắc Bán Cầu. Dưới đây chúng tôi khái quát một số đặc điểm của các nhiễu động thời kỳ dài, ít nhiều có ảnh hưởng đến hình thế synôp hạn ngắn và có ý nghĩa định hướng đối với dự báo thời tiết các hạn khác nhau. Đó là dao động tựa 2 năm, dao động nhiệt đới 40 - 50 ngày Madden và Julian (MJO) và hiện tượng ENSO.
35 Chương 2 HOÀN LƯU GIÓ MÙA Ở KHU VỰC ĐÔNG NAM Á 2.1 KHÁI NIỆM CHUNG Cho đến nay định nghĩa gió mùa và phân vùng gió mùa trên bản đồ thế giới của S.P Khromov (1957) vẫn là cơ sở để nghiên cứu hiện tượng này. Theo S.P Khrômov: ''Gió mùa là chế độ dòng khí của hoàn lưu chung khí quyển trên một phạm vi đáng kể của bề mặt Trái Đất, trong đó ở mọi nơi trong khu vực gió mùa, gió thịnh hành chuyển ngược hướng hay gần như ngược hướng từ mùa đông sang mùa hè và từ mùa hè sang mùa đông''. Khromov còn đưa ra khái niệm góc gió mùa, đó là góc giữa hướng gió thịnh hành giữa mùa đông và mùa hè lớn hơn hoặc bằng 1200. Klein (1971) và Ramage (1971) thống nhất với định nghĩa này và cụ thể hoá các tiêu chuẩn xác định khu vực gió mùa, đó là khu vực thoả mãn bốn điều kiện sau: Hướng gió thịnh hành tháng 1 và tháng 7 phải lệch nhau một góc 120o- 180o. - - Tần suất trung bình của hướng gió thịnh hành tháng 1 và tháng 7 phải vượt quá 40%. - Xảy ra sự thay thế giữa xoáy thuận, xoáy nghịch mặt đất vào mùa đông cũng như mùa hè (Klein,1957). - Tốc độ trung bình của gió hợp thành của ít nhất một trong hai tháng nói trên phải vượt quá 3 m/s (Ramage,1971). Trên hình 2.1 là phân vùng các khu vực gió mùa trên thế giới của S.P Khromov (1957) và khu vực gió mùa theo tiêu chuẩn về tần suất của hướng gió thịnh hành. Trong đó khu vực có tần suất gió thịnh hành là 40% được gọi là khu vực có xu thế gió mùa; Khu vực có tần suất gió thịnh hành từ 40% đến 60% được gọi là khu vực gió mùa; Khu vực có tần suất gió thịnh hành lớn hơn 60% được gọi là khu vực gió mùa điển hình. Việt Nam nằm trong khu vực gió mùa Đông Nam Á điển hình nhất trên Trái Đất. Đông Nam Á với gió mùa mùa đông thịnh hành với tần suất 75%, thổi từ phía áp cao châu Á (áp cao Siberi) ngược hướng với gió mùa tây nam cũng với tần suất thịnh hành hơn 60% thổi từ phần phía đông nam của áp thấp Nam Á và tín phong Nam Bán Cầu vượt xích đạo và chuyển hướng nên là khu vực gió mùa điển hình nhất trên thế giới.
36 Hình 2.1. Phân vùng gió mùa của S.P.Khromov (1957). Phần giới hạn trong hình chữ nhật là khu vực gió mùa Đông Nam Á (bao gồm: Việt Nam, Lào, Campuchia, Thái Lan, Brunei, Tây Malaysia và Singapo) theo số liệu mới (Ramage, 1971) 1. Khu vực có xu thế gió mùa 2. Khu vực gió mùa 3. Khu vực gió mùa điển hình Gần đây Matsumoto (1995) dùng số liệu phát xạ sóng dài nhận được từ tài liệu vệ tinh NOAA quan trắc trong 12 năm (1975-1987) và tốc độ gió vĩ hướng tại mực 200 và 850mb để phân vùng các khu vực gió mùa như biểu diễn trên hình 2.2. Hình 2.2. Các vùng gió mùa trong khu vực gió mùa châu Á (SEAM, WNPM, NAIM) và hai vùng mưa ngoại nhiệt đới Maiu ở Trung Quốc và Baiu ở Nhật Bản. Vùng có độ cao hơn 3000m được tô sẫm. Matsumoto (1985) Theo Matsumoto khu vực gió mùa Đông Nam Á (SEAM-Southeast Asia Monsoon) trải dài từ phần đông biển A Rập qua Ấn Độ, vịnh Bengal tới Đông Dương (Việt Nam, Lào, Campuchia) nghĩa là bao gồm cả gió mùa Nam Á, vùng gió mùa Bắc Australia và
37 Indonesia (NAIM-North Australia-Indonesia Monsoon) kéo dài theo vĩ hướng từ Indonesia đến Biển San Hô trong dải giới hạn bởi 5-20oS. Ranh giới giữa SEAM và NAIM ở gần xích đạo, khoảng giữa đảo Sumatra và Borneo. Vùng gió mùa Tây Bắc Thái Bình Dương (Western of North Pacific Monsoon - WNPM) nằm giữa 120-150oE và 10-20oN là khu vực cực tây của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương thịnh hành gió đông nam vào mùa hè. Như vậy, góc giữa hướng gió thịnh hành đông bắc vào mùa đông và đông nam vào mùa hè chỉ khoảng 90o, chưa đạt được tiêu chuẩn của Khrômôv. Khu vực gió mùa Tây Bắc Thái Bình Dương phân biệt với SEAM bằng ranh giới là Biển Đông. Ngoài ra khu vực có chế độ mưa Maiu và Baiu ở Trung Quốc và Nhật Bản từ giữa tháng 6 đến đầu tháng 7 như sẽ đề cập tới trong sơ đồ các thành phần gió mùa mùa hè. 2.2 HÌNH THẾ SYNÔP MÙA GIÓ MÙA ĐÔNG BẮC 2.2.1 Sự thiết lập mùa đông synôp và ảnh hưởng của không khí cực đới biến tính ở Miền Bắc Việt Nam Theo Duzen (1971) mùa đông synôp ở Đông Á bắt đầu khi dòng xiết gió tây nhánh phía nam cao nguyên Tibet thiết lập và ổn định ở phía nam cao nguyên này và mùa hè synôp bắt đầu khi dòng xiết gió tây nhánh phía nam rút lui và ổn định ở phía bắc cao nguyên. Theo kết quả thống kê, đới gió tây của dòng xiết nhánh phía nam vào mùa đông có thể dịch xuống phía nam Hà Nội tồn tại từ 5km lên đến 12km (200mb). Kết qủa thống kê hướng gió tây tại mực 500mb ở Hà Nội cho thấy đới gió này ổn định từ cuối tháng 10 đến đầu tháng 11 và kéo dài đến hết mùa đông ở Bắc Bộ, ít nhất là đến tháng 3 hàng năm. Ở mặt đất áp cao lục địa châu Á (áp cao Siberi) mở rộng về phía đông nam đưa không khí cực đới lục địa lạnh, khô về phía đông nam Trung Quốc, sau đó tới Việt Nam. Chính vì vậy ít có nơi nào trên Trái Đất như trên lãnh thổ Việt Nam mà hệ thống thời tiết miền ngoại nhiệt đới lại tiến sâu miền nhiệt đới. Nhiều khi hệ thống miền ngoại nhiệt đới này còn tương tác với hệ thống miền nhiệt đới. Đường dòng trung bình tháng 1 (Xem hình 1.12, chương 1) phân kỳ từ phía áp cao Siberi theo hướng đông bắc xuống tây nam đưa không khí cực đới biến tính bao phủ khắp lãnh thổ Việt Nam. Trên thực tế, ở phía bắc 16oN, những đợt xâm nhập của không khí cực đới, lạnh khô chỉ gây ra các đợt giảm nhiệt độ, nhiều khi gió đông bắc mạnh ngoài khơi Biển Đông gây ra tình trạng nhiều mây và cho mưa ở Bắc Trung Bộ. Gió mùa đông bắc càng mạnh, khả năng mưa ở đây càng nhiều, do hiệu ứng nâng của dãy Trường Sơn đối với đông bắc. Ở phía nam vĩ tuyến này không khí cực đới tiếp tục biến tính, nóng và ẩm lên nhiều nên khó phân biệt được với tín phong đông bắc từ phần phía nam áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương trên khu vực này. Trong thời gian này ở phía nam vĩ tuyến 16oN hệ thống thời tiết miền nhiệt đới vẫn chiếm ưu thế. Dải hội tụ nhiệt đới và bão hoạt động mạnh ở Trung Bộ vào tháng 9 và tháng 10 gây ra những trận mưa rất lớn. Đó cũng chính là nguyên nhân mùa mưa ở các tỉnh ven biển Miền Trung bị đẩy lùi về mùa đông. Vào cuối mùa đông gió mùa đông bắc thổi từ sống áp cao Siberi, mở rộng lệch sang phía đông đưa không khí cực đới qua quãng đường dài trên biển trước khi tới Miền Bắc Việt Nam gây nên hiện tượng giảm nhiệt độ và kèm theo thời tiết mưa nhỏ, mưa phùn.
38 Ở Nam Bộ và Tây Nguyên thời gian này là mùa khô, nắng nóng không thể gọi là mùa đông. Các cơn bão tháng 11- tháng 12 là nguyên nhân của các trận mưa lớn bất thường, chủ yếu là ở vùng ven biển. Dải áp thấp xích đạo phát triển trong một lớp mỏng và yếu thường chỉ cho những cơn mưa dông nhỏ. 2.2.2 Hình thế synôp trong các đợt xâm nhập lạnh Xâm nhập lạnh vào Việt Nam là hiện tượng xâm nhập theo từng đợt của không khí cực đới biến tính từ phần phía nam của áp cao lạnh lục địa châu Á (áp cao Siberi) vào Việt Nam chủ yếu ở gần mặt đất, gây ra sự giảm nhiệt độ đáng kể và gió đông bắc, nhiều khi gây gió mạnh trên biển tới cấp 6, cấp 7, biển động. Cùng với sự xâm nhập lạnh trên trường áp thể hiện rất rõ sự mở rộng và lấn sâu về phía nam của sống áp cao lạnh với front lạnh nằm trong rãnh khuất Trong những đợt lạnh vào thời gian đầu và cuối mùa đông, chênh lệch nhiệt độ giữa khối khí nhiệt đới nóng ẩm ở phía nam front và không khí cực đới biến tính ở phía bắc front có thể tới 7 - 8oC, nhưng trong những đợt xâm nhập lạnh tiếp sau một đợt xâm nhập lạnh trước đó sự chênh lệch này có khi chỉ là 4 - 5oC. Tuy nhiên, chính các đợt xâm nhập lạnh xảy ra liên tiếp vào giữa mùa đông với front lạnh mờ này lại gây nên nền nhiệt độ rất thấp, nhiều khi gây ra hiện tượng băng giá, sương muối, mưa tuyết, hiện tượng rất đặc biệt ở miền nhiệt đới như nước ta. Tới đây ta cần dừng lại ở cơ chế xâm nhập lạnh với front lạnh khi tới miền Bắc Việt Nam, ở rìa phía nam của áp cao Siberi. Áp cao Siberi đóng vai trò áp cao kết thúc của chuỗi xoáy hoạt động ở phía nam Trung Quốc và Bắc Việt Nam như minh hoạ trên hình 2.6. Trong các đợt xâm nhập lạnh tiếp sau đợt tạm ngừng của gió mùa mùa đông, nhất là vào đầu và cuối mùa đông, gió trong không khí nhiệt đới trước front lạnh có thể có hướng khác với hướng đông bắc nên khi không khí lạnh về, gió chuyển hướng đông bắc theo hoàn lưu rìa phía nam của áp cao Siberi. Trong những trường hợp này chênh lệch nhiệt độ ở hai bên front tới 7 - 8oC như trên đã nói. Trong nghiệp vụ dự báo thời tiết người ta gọi đợt xâm nhập lạnh này là đợt gió mùa đông bắc. Tuy nhiên, giữa mùa đông cũng có những đợt xâm nhập lạnh xảy ra kế tiếp nhau. Khi đó miền Bắc Việt Nam đang nằm sâu trong sống áp cao Siberi, không khí lạnh khống chế trên toàn Miền Bắc, gió hướng đông bắc, nền nhiệt giảm rõ rệt thì một đợt không khí lạnh mới lại xâm nhập vào Miền Bắc Việt Nam cũng theo hướng đông bắc, tạo nên front lạnh phụ (đường đứt). Khi đó có xâm nhập lạnh nhưng không có sự đổi hướng gió, nền nhiệt độ giảm nhưng với độ chênh lệch không lớn, chỉ 4 - 5oC. Xâm nhập lạnh loại này được gọi là một đợt không khí lạnh tăng cường, gió vẫn giữ hướng đông bắc. Những đợt xâm nhập lạnh này tuy không gây ra sự giảm mạnh của nhiệt độ nhưng có thể làm hạ thấp thêm nền nhiệt ở Miền Bắc Việt Nam, có khi tới mức rét đậm (Nhiệt độ trung bình ngày dưới 15oC), rét hại (Nhiệt độ trung bình ngày dưới 13oC) rất bất lợi cho cây trồng và vật nuôi. Cùng với sự xâm nhập lạnh là sự mạnh lên của gió đông bắc gây biển động ở vịnh Bắc Bộ và Bắc Trung Bộ do sự tăng gradien nhiệt độ và gradien khí áp dọc theo front lạnh, hậu quả của sự tiến sát lại của không khí lạnh ở phía bắc front lạnh và không khí nóng hay ít lạnh hơn ở phía nam front. Những đợt xâm nhập lạnh đã làm cho nhiệt độ tháng 1 của Hà Nội nhỏ hơn nhiệt độ
39 trung bình của vòng cung vĩ tuyến tới 4oC. Kết quả thống kê các đợt xâm nhập của không khí cực đới biến tính ở Miền Bắc Việt Nam cho thấy trong thời kỳ 10 năm từ 1994 đến 2003 có 294 đợt xâm nhập lạnh. Phân bố các đợt xâm nhập lạnh như sau: T1 T2 T3 T4 T5 T6 T7 T8 T9 T10 T11 T12 1 0 nă m 47 41 38 25 26 3 0 3 10 27 34 40 294 16 14 13 9 9 1 0 1 3 9 12 14 Như vậy trung bình mỗi năm có gần 30 đợt xâm nhập lạnh. Tháng 9 có 10 đợt (3%), ba tháng chuyển tiếp là tháng 4, 5 và tháng 10 đều có từ 25-27 đợt (chiếm 9%). Các tháng mùa đông 11, 12, 1, 2, 3 mỗi tháng có từ 34 đến 47 đợt xâm nhập lạnh (chiếm 12-16%). Tuy dãy thống kê không dài nhưng cũng đủ để phản ánh đúng tình hình xâm nhập lạnh ở Miền Bắc Việt Nam trong mùa gió mùa mùa đông, phù hợp với định nghĩa mùa đông synôp ở Đông Nam Á là từ tháng 11 đến tháng 3 năm sau. Nguyên nhân của các đợt xâm nhập lạnh lại cần tìm từ các hình thế trên cao và dưới thấp ở miền vĩ độ trung bình và vĩ độ cao. Những đợt xâm nhập lạnh mạnh bao giờ cũng là kết quả của sự phối hợp đồng bộ giữa hình thế trên cao và hình thế dưới thấp. Xuất phát từ cơ chế khởi đầu của quá trình xâm nhập lạnh trước tiên ta hãy xét hình thế trên cao. 2.2.2.1. Hình thế trên cao Mùa đông ở Bắc Bán Cầu nền nhiệt ở Bắc Cực giảm mạnh, xoáy thuận hành tinh có tâm ở cực mở rộng đưa không khí cực đới lạnh về phía nam, tiến tới không khí nhiệt đới tạo đới tà áp mạnh giữa hai khối khí này. Đới tà áp này tạo điều kiện hình thành sóng dài (sóng Rossby). Sống rãnh trong sóng dài lan truyền theo hướng từ tây sang đông. Trong rãnh lạnh, không khí lạnh từ dưới mặt đất lên trên cao tiến xa nhất về phía miền nhiệt đới. Ngược lại, không khí nóng theo các sống nóng trên cao tiến xa về phía cực. Theo Duzen vào mùa đông, ở trên cao miền Đông Á thường hình thành hình thế hai rãnh một sống điển hình là: rãnh châu Âu, sống Ural và rãnh Đông Á. Trên hình 2.3 là ba giai đoạn lan truyền của sống rãnh ở Đông Á gây xâm nhập lạnh mạnh nhất vào miền Đông Nam Trung Quốc và Việt Nam khi rãnh Đông Á có biên độ lớn nhất tiến tới vị trí trung bình khí hậu của nó với trục rãnh nằm dọc theo bờ biển Đông Á. Trong một số trường hợp sống Ural tiến rất xa về phía bắc còn rãnh Đông Á khơi sâu và tiến xa về phía nam. Khi đó xâm nhập lạnh ở Miền Bắc Việt Nam có thể làm nhiệt độ không khí giảm dưới 0oC (như ở Lạng Sơn chẳng hạn); hình thế sống rãnh trên cao biểu diễn trên bản đồ hình thế khí áp tuyệt đối mực 500mb ngày 20/12/2003 (Hình 2.3d) là một ví dụ minh hoạ. Trên front cực gần mặt đất phía đông rãnh châu Âu thường xuyên phát triển các chuỗi xoáy thuận và từ đó xoáy thuận front di chuyển theo hướng đông bắc còn xoáy nghịch trung gian và xoáy nghịch kết thúc của chuỗi xoáy di chuyển theo hướng đông nam đưa không khí lạnh khô tầng trung tập trung vào phần phía xoáy nghịch trung tâm là áp cao Siberi có tâm ở hồ Baical và Mông Cổ. Tương tự, xoáy nghịch từ chuỗi xoáy trên front Băng Dương cũng đưa không khí lạnh vào phần đông bắc khu áp cao Siberi. Như ta sẽ thấy dưới đây, xâm nhập lạnh vào Việt Nam là kết quả của sự phối hợp giữa hình thế dưới thấp và trên cao trong điều kiện địa hình đặc biệt của miền Đông Á. Trong dòng xiết nhánh phía nam cao nguyên Tibet cũng hình thành những sóng ngắn do đới tà áp gây nên. Các sóng ngắn này thường gây ra những đợt xâm nhập lạnh nhỏ,
40 những đợt không khí lạnh tăng cường tiếp sau đợt xâm nhập lạnh trước đó. Hình 2.3. Hình thế hai rãnh một sống ở Đông Á gây xâm nhập lạnh tới Nam Trung Quốc và Bắc Việt Nam tháng 2-1955 (a). Ngày thứ nhất. (b). Ngày thứ ba; (c). Ngày thứ năm (Duzen) Hình thế trên cao gây xâm nhập lạnh làm giảm nhiệt độ tối thấp xuống tới 0oC ngày 26/12/2002 2.2.2.2. Hình thế mặt đất Trên bản đồ phân bố khí áp mặt đất tháng 1, đặc trưng cho mùa đông (Hình 2.4) tồn tại một áp cao lạnh có quy mô lớn nhất trên Trái Đất với tâm ở khu vực Baical - Mông Cổ và được gọi là áp cao Siberi (hay áp cao lục địa châu Á). Vùng trung tâm áp cao được giới hạn bởi đường đẳng áp có giá trị 1035mb, trong một số trường hợp khí áp cực đại có thể trên 1080mb. Từ hình 2.4 ta có thể thấy ba sống áp cao mở rộng về ba phía từ trung tâm áp cao đó là sống mở rộng sang phía tây tới tận biển Caspiên và Hắc Hải, sống thứ hai mở rộng về phía đông bắc của châu Á tới sát Bắc Băng Dương. Hai sống này thể hiện hai hành lang xâm nhập của khối khí cực từ phía tây và khối khí Băng Dương từ phía bắc và đông bắc về phía áp cao Siberi. Sống áp cao thứ ba mở rộng về phía đông nam, tiến sâu vào miền nhiệt đới tới phần phía bắc của Đông Nam Á là hành lang đưa khối khí lạnh khô từ áp cao Siberi vào Trung Quốc và Bắc Việt Nam. Như vậy, hai sống ở phía tây và phía bắc là hệ quả của
41 Hình 2.4. Áp cao Siberi và áp thấp Alêut trong hệ thống các dòng khí mặt đất. Tháng 1. Đường đẳng áp (1- đường đẳng áp, 2, 3 - đường front); véctơ gió trung bình (mũi tên). (S.P. Khromov, 1957) Những đợt xâm nhập lạnh do quá trình các cao áp lạnh vốn là các áp cao trung gian và áp cao kết thúc của chuỗi xoáy thuận trên front Băng Dương và front cực phát triển ở phía tây và phía bắc sau đó xâm nhập vào áp cao Siberi như đã nói ở trên. Cứ mỗi lần có sự xâm nhập lạnh theo hai hành lang tây và bắc nói trên thì có sự tăng cường của áp cao Siberi, khí áp ở vùng trung tâm tăng rõ rệt. Sự tích luỹ không khí lạnh thể hiện ở sự tăng nhanh của khí áp ở vùng trung tâm áp cao Siberi. Tiếp đó không khí lạnh từ áp cao sẽ di chuyển xuống phía nam nhưng do cao nguyên Tibet nằm sát ngay phía nam của áp cao Siberi nên không khí lạnh không thể di chuyển theo hướng này. Chính vì vậy trên trường áp mặt đất phía bắc cao nguyên Tibet các đường đẳng áp ken sít lại. Cùng thời gian đó, phối hợp với sự lan truyền sóng dài trên cao, rãnh Đông Á tiến tới vị trí trung bình của nó với trục nằm dọc theo bờ Đông Á nên áp thấp Alêut phát triển mạnh về phía tây nam ngăn chặn áp cao Siberi mở rộng về hướng đông. Chính vì vậy không khí cực lục địa lạnh khô chỉ có thể di chuyển về phía đông nam Trung Quốc. Sự di chuyển này được thể hiện bằng sự mở rộng của sống áp cao lạnh theo hướng này. Từ ví dụ về đợt xâm nhập lạnh tháng 12/2002 cho thấy: Ngày 24/12/2002, nghĩa là hai ngày trước khi không khí lạnh xâm nhập vào Miền Bắc Việt Nam, do không khí lạnh xâm nhập từ phía tây và phía bắc nên áp cao Siberi mở rộng hai sống cao về hai phía này (Hình 2.5a). Sang ngày 25/12/2002 (Hình 2.5b), không khí lạnh xâm nhập vào trung tâm áp cao làm tăng khí áp ở vùng trung tâm tới 1080mb, nghĩa là lớn hơn khí áp trung bình nhiều năm tới 45mb. Tiếp đó, một cách logic phải xảy ra quá trình giải toả khối khí lạnh tập trung quá lớn này. Với những lý do như đã trình bày ở trên, không khí lạnh chỉ có thể dịch chuyển về
42 Hình 2.5. Do sự xâm nhập của không khí lạnh từ phía tây và phía bắc áp cao Siberi cùng với các áp cao tách ra từ front cực và front Băng Dương ngày 24/12/2002 áp cao Siberi tăng cường đồng thời áp thấp Alêut mở rộng về phía tây nam. Ngày 25/12/2002 do sự di chuyển của áp cao và sự mở rộng của sống áp cao về phía đông nam không khí lạnh xâm nhập vào miền Đông Nam Trung Quốc và sau đó tới Bắc Việt Nam vào ngày 25/12/2002. Đến ngày 26/12/2002 xâm nhập lạnh đạt cường độ mạnh nhất. Ngày hôm sau do phát xạ trong điều kiện trời quang nhiệt độ hạ rất thấp, tuyết rơi ở Lạng Sơn. Phía đông nam, sống áp cao mở rộng về phía này thể hiện sự phân kỳ, lan toả của không khí cực đới đã nóng và ẩm lên ít nhiều (Hình 2.5c). Khi di chuyển tới đông nam Trung Quốc và khi di chuyển tới Bắc Việt Nam, nó trở thành khối khí cực đới biến tính. Sau khi tới miền Đông Nam Trung Quốc, không khí lạnh không thể tiến thẳng về phía Bắc Việt Nam do bị ngăn chặn bởi dãy núi Nam Lĩnh ở Hoa Nam Trung Quốc. Trong trường hợp lớp không khí lạnh không đủ dầy, front thường dừng lại ở phía bắc dãy Nam Lĩnh tạo thành “front tĩnh Hoa Nam”. Front tĩnh này có thể dừng lại một thời gian cho đến khi không khí lạnh tích luỹ đủ dày để vượt qua dãy Nam Lĩnh. Khi đó front lạnh di chuyển rất nhanh về phía biên giới Việt Nam và Biển Đông xâm nhập sâu xuống phía nam. Trong một số trường hợp ngay vào giữa mùa đông ta cũng có thể thấy front lạnh nằm ở rìa phía nam áp cao Siberi kéo dài lên phía đông bắc nối liền với áp thấp trên Đài Loan, áp thấp trên Nhật Bản và áp thấp Alêut ở phía đông bắc tạo thành một chuỗi xoáy thuận (Hình 2.6). Áp thấp Alêut khi đó thường nằm trong giai đoạn cố tù và phát triển về phía tây nam, tương ứng với sự phát triển của rãnh Đông Á cũng theo hướng này. Trên hình 2.6 minh hoạ hình thế chuỗi xoáy trên đoạn front cực ở miền Tây Bắc Thái Bình Dương. Ta có thể thấy rõ chuỗi xoáy này áp cao Siberi đóng vai trò một áp cao kết thúc của chuỗi xoáy.
43 ÁP THẤP ALÊUT ÁP THẤP ÁP CAO TRÊN SIBÊRI NHẬT (ÁP CAO LỤC ĐỊA) ÁP THẤP TRÊN ĐÀI LOAN Hình 2.6. Chuỗi xoáy thuận trên front cực với áp cao Siberi, các áp thấp trên Đài Loan và Nhật Bản và áp thấp Alêut trên front cực ở Tây Bắc Thái Bình Dương (trích từ bản đồ mặt đất Âu Á 7h ngày 24/1/1985 của Trung tâm Quốc gia dự báo khí tượng thuỷ văn) Rìa phía nam sống áp cao Siberi là front lạnh nằm dọc theo 28oN, kéo dài về phía đông bắc qua Đài Loan về phía Nhật Bản. Đây chính là chuỗi xoáy thuận trên front cực với hai xoáy thuận, chính là đoạn front cực ở Tây Bắc Thái Bình Dương như đã được xác định trên bản đồ front khí hậu học của S. P Khromov. Như ta đã nói ở phần trên, trên chuỗi xoáy thuận front đó, áp cao Siberi đóng vai trò một áp cao kết thúc của chuỗi xoáy. Một điều đặc biệt là đoạn front lạnh ở rìa phía nam của áp cao Siberi nằm trong một rãnh khuất. Chính vì vậy đường front nằm song song với đường đẳng áp, cánh rãnh ở phía bắc front dốc hơn so với cánh rãnh ở phía nam front. Điều đó thể hiện rất rõ trên trường áp: ở phía bắc front, gradient khí áp ngang lớn hơn so với ở phía nam front. Kết quả là gió đông bắc ở phía bắc front mạnh hơn gió ở phía nam front. Hệ quả thứ hai được thể hiện trên trường mây. Hệ thống mây front lạnh vào giữa mùa đông được đặc trưng bởi mây tằng (St)và mảnh mây tích (Cu fra) ở gần mặt đất và trên đó là mây tằng tích (Sc) ở độ cao 1400-1800m, khác nhiều so với hệ thống mây của front lạnh gần trung tâm xoáy thuận front. Độ dày của lớp không khí lạnh dưới front lạnh ở Trung Quốc có thể đạt tới 3000m nhưng càng về phía nam độ dày này càng giảm tới Miền Bắc Việt Nam chỉ còn từ 1500-2000m, nghĩa là từ mặt đất đến mực 850mb. Như vậy là ở mặt đất hệ thống gây xâm nhập lạnh chính là áp cao Siberi. Ngoài ra, rãnh trong đới gió tây nhánh phía nam cũng gây những đợt xâm nhập lạnh ở trên cao.
44 Hình 2.7. Hình thế xâm nhập lạnh với front lạnh và chuỗi xoáy thuận biểu diễn rõ trong các ngày 11, 12, 13 tháng 03 năm 2005 Để minh hoạ cho một đợt xâm nhập lạnh sau front lạnh chúng tôi dẫn ra hình thế thời tiết ngày 11, 12, 13 tháng 3 năm 2005 (Hình 2.7). Ngày 11 tháng 3 chuỗi front biểu hiện rõ ở Miền Nam Trung Quốc với áp cao Siberi đóng vai trò áp cao kết thúc chuỗi xoáy, và hai xoáy thuận front nằm trên đoạn front kéo dài về phía đông bắc. Nhiệt độ ở phía bắc của front khoảng 13-14oC ở phía nam front 16-17oC. Ngày 12 front di chuyển nhanh tới miền biên giới phía bắc Việt Nam phía bắc front khối khí cực đới biến tính đã có nhiệt độ tăng tới 19oC còn phía nam front là khoảng 23-24oC. Như vậy nhiệt độ có thể giảm tối đa là 4- 5oC. Ngày 13 tháng 3 điểm cực nam của front đã đạt tới 17oN nghĩa là tới phần phía nam của Bắc Trung Bộ. Ở Miền Bắc, không khí lạnh xâm nhập rất mạnh xuống phía nam nơi các dãy núi có hướng đông bắc tây nam như mở ra đón các dòng khí lạnh tràn nhanh xuống phía nam tới đồng bằng Bắc Bộ và sau đó di chuyển nhanh tới Bắc Trung Bộ trong vòng 24h. Chính vì vậy đường front lạnh mặt đất võng xuống dọc theo bờ biển, còn ở phía tây front lạnh bị giữ lại bởi dãy Hoàng Liên Sơn ở phía bắc và dãy Trường Sơn ở phía nam. Ở phía đông như bị tĩnh lại bởi các dãy núi trên đảo Hải Nam. Không khí lạnh chỉ có thể xâm nhập vào Miền Tây Bắc qua các thung lũng thấp chẳng hạn như các thung lũng trong cao nguyên Mộc Châu. Trong thời gian này khu vực Tây Bắc ít chịu ảnh hưởng của không khí lạnh. Càng đi xuống phía nam front lạnh biến dạng dọc bờ biển; không khí lạnh di chuyển nhanh, phần phía đông chuyển động chậm hơn (Hình 2.7). Phía nam vĩ độ 15-16oN do
45 không khí lạnh biến tính nhanh thành không khí nóng và ẩm, đường front lạnh mờ dần và tan hẳn. Rất ít khi front lạnh giữa mùa đông còn biểu hiện rõ khi tới vĩ độ 12 - 13oN. 2.2.2.3. Các dấu hiệu synôp của đợt xâm nhập lạnh Xuất phát từ cơ chế xâm nhập lạnh ở dưới thấp và trên cao có thể rút ra một số dấu hiệu của đợt xâm nhập lạnh vào Việt Nam: a/ Sự mở rộng về phía tây và phía bắc của sống áp cao Siberi: Khi hình thành hai sống áp cao Siberi ở phía tây và phía bắc của trung tâm áp cao, trong đó có thể có các áp cao lạnh di chuyển từ front cực hay front Băng Dương thì 2-3 ngày sau sẽ có sự xâm nhập lạnh vào Việt Nam. b/ Sự tăng cường của vùng trung tâm áp cao Siberi: Do sự bổ sung không khí lạnh từ các áp cao lạnh ngoại nhiệt đới khối lượng không khí lạnh ở vùng trung tâm áp cao Siberi tăng sẽ làm khí áp ở đây tăng lên. Kết quả thống kê cho thấy khí áp ở vùng trung tâm áp cao Siberi từ 1060-1080mb. Không khí lạnh sẽ có khả năng xâm nhập vào Việt Nam. Để đặc trưng cho sự tăng cường của áp cao Siberi thông qua sự mở rộng của khu vực trung tâm giới hạn bởi đường đẳng áp 1035mb, giá trị khí áp cao nhất quan trắc được ở trung tâm hay khí áp trung bình của một số trạm ở khu vực đó. Chênh lệch áp vùng trung tâm với trạm Hà Nội vượt quá một ngưỡng nào đó cũng là một dấu hiệu cho sự xâm nhập lạnh vào Việt Nam. Trên dãy số liệu khí áp lịch sử ta có thể tìm được chỉ tiêu dự báo xâm nhập lạnh theo chênh lệch áp này, tương tự phương pháp của Nguyễn Vũ Thi đã sử dụng tìm chỉ tiêu dự báo xâm nhập lạnh hạn 24 giờ c/ Vị trí, phạm vi mở rộng và độ sâu của rãnh Đông Á: Có thể dự tính tốc độ sóng dài, quãng đường dịch chuyển của rãnh Đông Á và xác định thời điểm rãnh Đông Á tới vị trí trung bình ở bờ biển Đông Á, đó chính là thời điểm có xâm nhập lạnh mạnh nhất. Có thể đánh giá sự mở rộng và độ sâu của rãnh sóng dài so với trạng thái trung bình bằng cách so sánh các đặc trưng này với phạm vi và độ sâu trung bình của rãnh vào tháng tương ứng, biến áp 24h cũng là dấu hiệu nhận biết sự xâm nhập lạnh. Có thể dự đoán xu thế tăng cường của rãnh Đông Á theo giá trị biến cao ở phía nam rãnh. Giá trị biến cao âm 24h càng lớn rãnh càng có xu thế sâu thêm. Theo chỉ tiêu này có thể dự báo xu thế tăng cường và vị trí tương lai của rãnh Đông Á tạo điều kiện cho áp thấp Alêut mở rộng về phía tây nam tăng cường xâm nhập lạnh lệch theo hướng bắc nam và xâm nhập vào Việt Nam. d/ Độ nghiêng của cánh rãnh phía sau của rãnh Đông Á: Độ nghiêng của cánh rãnh phía tây của rãnh Đông Á tại mực 500mb càng nghiêng theo hướng bắc nam thậm chí đông bắc – tây nam, không khí lạnh phần giữa tầng đối lưu được vận chuyển càng mạnh về phía nam. Dòng khí ở khu vực này tại mực 500mb cũng là dòng dẫn trung tâm áp cao Siberi di chuyển về phía nam và đông nam. Dòng khí này càng mạnh và có thành phần kinh hướng càng lớn, xâm nhập lạnh càng mạnh. Xâm nhập lạnh mạnh nhất khi rãnh này có hướng đông bắc - tây nam (hướng siêu cực), tương tự đợt xâm nhập lạnh gây tuyết ở Lạng Sơn ngày 25 -26 tháng 12 năm 2002 (Hình 2.7). Vào cuối mùa đông phạm vi xoáy thuận hành tinh thu hẹp lại về phía cực, nhiễu động sóng dài không mạnh với biên độ nhỏ hơn và rãnh nông hơn. Thành phần kinh hướng cánh rãnh phía sau của rãnh Đông Á giảm đi rõ rệt. Dòng dẫn mực 500mb đưa tâm áp cao lệch về phía đông hơn, tạo hình thế lệch đông của áp cao Siberi. Hệ quả là xâm nhập lạnh yếu hơn, không khí cực đới biến tính trước khi tới Việt Nam đã di chuyển trên quãng đường
46 dài trên biển đông Trung Quốc nên ấm và ẩm hơn. e/ Phạm vi và cường độ dòng xiết trên Nhật Bản: Khi rãnh Đông Á sâu thêm, không khí lạnh xâm nhập xuống phía nam tăng cường đới tà áp trên đất Nhật vốn đã rất mạnh. Khi đó tốc độ dòng xiết trên đất Nhật mạnh thêm, chiều ngang dòng xiết mở rộng, trục dòng xiết dịch về phía nam so với vị trí trung bình. Một điều đặc biệt là rãnh gió tây ôn đới có thể gây ảnh hưởng rất xa vào miền nhiệt đới Đông Nam Á. Rãnh lạnh trong đới gió tây ôn đới có thể đưa không khí lạnh tới Miền Bắc Việt Nam làm tăng độ bất ổn định gây mưa rào và dông ngay trong tháng chính đông. 2.2.3 Hình thế đặc trưng cuối mùa đông Vào cuối mùa đông, tháng 2, tháng 3 khi xoáy thuận hành tinh thu hẹp dần lại sống rãnh trong sóng Rossby (sóng dài) có biên độ giảm dần, các đợt xâm nhập lạnh yếu dần, biên độ rãnh Đông Á giảm rõ rệt, rãnh nông hơn, thành phần kinh hướng của cánh rãnh phía tây giảm hẳn, đưa trung tâm áp cao Siberi di chuyển lệch đông. Sự lệch đông của áp cao Siberi còn do về cuối mùa đông áp thấp Alêut thu hẹp và rút lui về phía đông bắc, tạo điều kiện cho áp cao Siberi mở rộng về phía đông. Vào thời gian này trên biển đông Trung Quốc có thể hình thành trung tâm áp cao phụ tách ra từ phần đông nam của sống áp cao Siberi và trong áp cao phụ này không khí cực đới biến tính di chuyển qua quãng đường dài trên biển trở nên nóng và ẩm lên nhiều trước khi tới miền ven biển Bắc Việt Nam, thường gây thời tiết mưa nhỏ, mưa phùn rất đặc trưng. Trong thời kỳ cuối mùa đông áp cao có thể để lại trung tâm áp cao mỏng phát triển trên phạm vi không lớn, tồn tại cùng với trung tâm chính của áp cao Siberi là hai áp thấp có thể tạo thành hình thế yên khí áp trên vịnh Bắc Bộ. Đó là hình thế thuận lợi cho sương mù trên biển xuất hiện. 2.3 XÂM NHẬP LẠNH VÀ HỆ THỐNG THỜI TIẾT 2.3.1 Thời tiết vào đầu và giữa mùa đông Xâm nhập lạnh trước hết gây ra sự giảm nhiệt độ khi front lạnh đi qua địa phương, không khí vốn khống chế địa phương được thay thế bằng không khí lạnh ở phía bắc front lạnh, nghĩa là khi đó sự xâm nhập lạnh gây nên sự giảm nhiệt độ đến mức bằng chênh lệch nhiệt độ của không khí ở hai bên front lạnh. Như trên đã nói khi front lạnh rõ, chênh lệch này là 8 - 10oC còn khi front lạnh mờ chênh lệch này là 4 - 5oC. Tuy nhiên, không khí cực khi di chuyển về phía nam thường biến tính và sự giảm nhiệt độ không thể đạt tới chênh lệch này mà phải từ mức độ nóng lên của không khí là 1 - 2oC chẳng hạn. Hơn nữa, do địa hình và đặc điểm địa lý tự nhiên trường nhiệt độ có sự phân hoá rõ rệt. Hệ quả thứ hai là sự tăng mạnh của tốc độ gió trước khi front lạnh tới, đặc biệt là trên biển. Trường hợp đó thường xảy ra khi trước front lạnh đang tồn tại một dải áp thấp, khi đó gió có thể chuyển hướng đông bắc trước khi front lạnh về do hoàn lưu của phần phía bắc của dải thấp này. Trên cao (mực 500 - 200mb) dòng xiết gió tây nhánh phía nam có thể gây gió cực đại trên Hà Nội tới 30 - 45m/s. Màn mây front lạnh vào giữa mùa đông chủ yếu
47 bao gồm mây Sc, St và Cufar do sự xáo trộn của không khí lạnh sau front lạnh do ảnh hưởng của ma sát vào đầu và cuối mùa đông khi không khí phía nam front lạnh còn nóng và ẩm. Dọc theo front lạnh có thể hình thành dải mây Cu và Cb (mây vũ tích) cho mưa rào và dông. Những đợt xâm nhập của không khí lạnh vào tháng 4, tháng 5 vẫn có thể gây mưa rào và dông, làm giảm nhiệt độ đáng kể và chấm dứt các đợt nắng nóng thường xảy ra vào hai tháng này trong năm. Ngoài ra, ngay giữa mùa đông ở Miền Bắc có thể có dông do xâm nhập lạnh mạnh ở cánh rãnh phía tây trong dòng xiết gió tây nhánh phía nam, làm giảm nhiệt độ trên cao và tăng mạnh độ bất ổn định của khí quyển, gây dòng thăng phối hợp cùng dòng thăng trong rãnh trên cao. Về phía nam, ở Bắc Trung Bộ dãy Trường Sơn nằm theo hướng tây bắc - đông nam, ngăn chặn không khí lạnh thổi theo hướng đông bắc tới. Khi không khí lạnh đủ nóng và ẩm do biến tính nó sẽ bốc lên cao tạo hệ thống mây tích cho mưa rào và dông. Mặt khác, cũng do ảnh hưởng của địa hình gió thịnh hành vào mùa đông ở vùng này là tây bắc, thay vì đông bắc như các vùng khác. Ở phía nam vĩ tuyến 16oN xâm nhập lạnh chỉ làm giảm nhẹ nhiệt độ và tăng lượng mây ở vùng ven biển và cho mưa nhỏ. Về phía nam, Nam Bộ và Tây Nguyên thời gian này là mùa khô. Xâm nhập lạnh gần như không ảnh hưởng tới Tây Nguyên và Nam Bộ. Ở Nam Bộ và miền biển phía nam Nam Bộ vẫn thường xuyên tồn tại dải áp thấp xích đạo cũng cho mây tích kém phát triển và cho mưa rào. Tuy nhiên, từ Bắc Trung Bộ về phía nam bão và dải hội tụ nhiệt đới hoạt động mạnh từ tháng 9 đến tháng 12 có thể gây mưa to gió lớn đảo lộn thời tiết ở khu vực này, thậm chí có thể phối hợp với xâm nhập lạnh gây nên những đợt mưa lớn gây lũ lụt lịch sử. Hình 2.8. Sơ đồ mặt cắt thẳng đứng theo chiều bắc nam qua front lạnh trên Biển Đông trong thời kỳ gió mùa đông bắc. Phần trên hình mô tả màn mây tăng ở phía bắc 16°N và mây tích ở gần 13°N. Phần dưới hình biểu diễn giá trị trung bình của nhiệt độ mặt biển To, nhiệt độ không khí TA và điểm sương Td. Đường chấm gạch là giới hạn dưới tầng nghịch nhiệt front. (Atkinson,1971)
48 Trên hình 2.8 là sơ đồ mặt cắt thẳng đứng qua hệ thống mây của front lạnh với độ rộng từ 24°N nơi không khí lạnh xâm nhập vào Bắc Việt Nam, tới khoảng 13°N, ở Nam Trung Bộ. Các đường tầng kết nhiệt cắt qua màn mây cho thấy nghịch nhiệt trong front lạnh mỏng dần khi đi về phía nam và tan đi khi tới 15oN. Các đường phân bố nhiệt cho thấy từ khoảng 21oN đến 13oN có sự tăng của nhiệt độ mặt biển To từ 10oC tới 25oC: về nhiệt độ không khí và điểm sương Td tăng từ 3oC đến 20oC. Tới khoảng 15oN rất khó xác định đường front do không khí cực đới đã biến tính rất mạnh sau khi đi một quãng đường dài trên Biển Đông Trung Quốc và Biển Đông Việt Nam. Mây tằng tích Sc phía dưới lớp nghịch nhiệt front, dưới mực 850mb, hình thành do không khí lạnh biến tính tăng ẩm và nhiệt độ trong quá trình trao đổi rối giữa mặt biển với không khí trên nó có thể cho mưa nhỏ, mưa phùn. Từ 14oN về phía nam tới phần Nam Biển Đông mây tích như biểu diễn ở phần trên bên phải hình 2.8 phát triển do nhiệt độ mực biển lớn và tác động xa của không khí lạnh (Cheng, 1985). St Sc Hình 2.9. Mặt cắt thẳng đứng đông - tây trên Biển Đông trong thời kỳ gió mùa đông bắc. Gió đông bắc bốc lên cao trên sườn đông Trường Sơn tạo mây St và Sc dưới mực 800mb và gió tây bốc lên cao phía trên gió đông bắc mặt đất tạo màn mây As Khi di chuyển đến Bắc Trung Bộ dưới tác động của dãy Trường Sơn một phần khối khí cực đới biến tính phần dưới di chuyển về phía đông nam dưới dạng gió hướng tây bắc, một phần bị đẩy lên cao và bị cuốn theo gió tây trên cao. Trong khi đó ở mặt đất dòng khí thổi dọc sườn đông Trường Sơn về phía đông nam. Chính vì vậy ở những tỉnh Miền Bắc Trung Bộ từ Đồng Hới tới Huế gió thịnh hành mặt đất không phải đông bắc mà là tây bắc. Đặc điểm của hệ thống thời tiết khi đó tùy thuộc vào độ dầy của lớp không khí lạnh dưới thấp: Nếu lớp khí lạnh trong gió mùa đông bắc đủ dầy thì trên sườn đông Trường Sơn đón gió dòng khí thăng cưỡng bức do địa hình tạo hệ thống mây kéo dài từ đỉnh núi ra tới Biển Đông, cho mưa (Hình 2.10). Trên sườn tây Trường Sơn khuất gió trời quang do dòng giáng, chỉ có thể có các vệt mây Ac, đó là mây dạng luống do chuyển động sóng dưới ảnh hưởng của địa hình. Trường hợp này thường xẩy ra từ tháng 10 đến tháng 2 năm sau. Vào các tháng cuối mùa đông khi lớp khí lạnh mỏng sự di chuyển không khí lạnh xuống phía nam dòng thăng không mạnh ở phía đông Trường Sơn chỉ hình thành màn mây St mỏng, ranh giới không rõ, cách xa đỉnh núi và duyên hải, thường tan vào buổi trưa màn