Khí tượng học synốp (Phần nhiệt đới) - Trần Công Minh Phần 4

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

Thêm vào BST

Báo xấu

127
lượt xem 11
download

Download Vui lòng tải xuống để xem tài liệu đầy đủ

Vào đầu mùa đông khối không khí lạnh phía bắc front lạnh đẩy khối khí nhiệt đới còn đang nóng và ẩm nằm ở phía nam front lạnh lên cao tạo điều kiện khởi đầu phát triển đường tố dưới dạng dải mây tích trước front lạnh cho mưa rào và dông.

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 4

49 mây thường duy trì ở phía bắc Hải Vân. Buổi chiều mây tích và vũ tích phát triển mạnh do quá trình đốt nóng mạnh và không đồng đều trên mặt đất. Hình 2.10. Sơ đồ mặt cắt theo vĩ tuyến 16oN qua Trường Sơn và Biển Đông trong gió mùa đông bắc dầy (Nguyễn Hữu Hậu,1971) Vào đầu mùa đông khối không khí lạnh phía bắc front lạnh đẩy khối khí nhiệt đới còn đang nóng và ẩm nằm ở phía nam front lạnh lên cao tạo điều kiện khởi đầu phát triển đường tố dưới dạng dải mây tích trước front lạnh cho mưa rào và dông. Cuối mùa đông, không khí cực đới biến tính đi qua biển đông Trung Quốc, biến tính thêm, tăng nhiệt độ và độ ẩm khi tới Miền Bắc Việt Nam thường cho mưa nhỏ, mưa phùn. Vào thời gian này đường tố và dông có thể xuất hiện trước front lạnh tương tự như đầu mùa đông. Khi gió mùa ngừng thì ở Miền Bắc có thể xuất hiện tín phong đông nam nóng ẩm. Trong khi đó, khi có xâm nhập lạnh ở Miền Nam Việt Nam có thể có gió đông bắc từ áp cao Siberi, nhưng đồng thời cũng có thể có tín phong đông bắc. Cần lưu ý là hai dòng khí này xuất phát từ hai nguồn khác nhau. Gió mùa đông bắc từ cao áp Siberi là áp cao cực. Tín phong xuất phát từ rìa phía nam của cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình Dương nóng tầm cao, về bản chất khác với khối khí cực đới biến tính lạnh và khô từ Siberi là cao áp lạnh chỉ bao quát một lớp khoảng 1-2km sát mặt đất. Tín phong khi gặp gió đông bắc từ áp cao Siberi thì bao giờ cũng nằm phía trên gió mùa đông bắc (NieWolt, 1972). 2.3.2 Thời tiết cuối mùa đông Vào các tháng cuối mùa đông (tháng 3, tháng 4) các đợt xâm nhập lạnh từ Bắc Cực về phía miền nhiệt đới đã giảm yếu, áp thấp hành tinh Bắc Bán Cầu đã thu hẹp về phía cực. Xâm nhập lạnh giảm yếu làm cho đới tà áp đi kèm đới gió tây rìa xoáy thuận hành tinh cũng giảm yếu, hoạt động sóng trong đới gió tây giảm tần suất rõ rệt, các sóng dài giảm biên độ, thành phần vĩ hướng trong đới gió tây tăng. Hệ quả là rãnh Đông Á trong thời gian này cũng nông dần. Dòng dẫn đưa áp cao Siberi lệch về phía đông, sống áp cao Siberi cũng có xu thế phát triển về phía đông nam. Khi đó quỹ đạo của không khí lạnh sẽ đi qua biển đông Trung Quốc qua vịnh Bắc Bộ vào Việt Nam. Vào cuối đợt lạnh phía đông Bắc Bộ sống áp cao suy yếu, dòng khí lạnh xâm nhập qua biển với độ ẩm lớn trong điều kiện vẫn tồn tại nghịch nhiệt ở phía đông Bắc Bộ khi đó có thể xuất hiện mưa nhỏ, mưa phùn. Ta hãy xem xét hình thế của một đợt mưa nhỏ, mưa phùn từ 15 đến 18/3/2005 ở phía đông Bắc Bộ. Ngay từ ngày 14 đã có thể thấy một số dấu hiệu suy yếu của sống áp cao
50 Siberi ở phía đông Bắc Bộ. Khí áp ở đây tiếp tục giảm, các đường đẳng áp dãn ra, phần sống phát triển trên Biển Đông Trung Quốc thể hiện rõ. Trên Bắc Bộ các đường đẳng áp có dạng vĩ hướng rõ rệt (Hình 2.11) ở Bạch Long Vĩ gió lệch đông hơn nên gió đông đông bắc có tốc độ yếu 2m/s. Hình 2.11. Hình thế synôp ở mặt đất với áp cao phát triển lệch đông đang suy yếu trong hình thế gây mưa nhỏ mưa phùn Ngày 14-3-2005 Miền Bắc nằm sâu trong sống áp cao phát triển lệch đông với phần áp cao đang có dấu hiệu suy yếu: biến áp giảm, các đường đẳng áp ở phía đông dãn ra, gradien khí áp ngang giảm (Hình 2.11). Gió tây nam ở nhánh phía đông rãnh trên cao phát triển từ mực 700mb đến 500mb, nghịch nhiệt dưới 1500m. Chính đới gió tây nam này ngăn chặn sự phát triển theo chiều của mây Sc. Do độ ẩm khá lớn (11,4g/kg) do gió đông nam nên dưới lớp nghịch nhiệt xuất hiện các loại mây mỏng Cufra, St cho mưa nhỏ, mưa phùn. Cần lưu ý là dòng tây nam ở phía trước rãnh đưa không khí nóng tới cao không miền đông bắc, ngược lại với trường hợp gió tây bắc ở cánh rãnh phía sau đưa không khí lạnh tới làm tăng độ bất ổn định và tăng cường sự phát triển của mây như trường hợp ngày 13/3/2005 trước đợt mưa nhỏ, mưa phùn này.
51 Hình 2.12. Các hình thế synôp mặt đất gây sương mù trên vịnh Bắc Bộ và vùng phụ cận khi không khí cực đới biến tính tăng độ ẩm và nhiệt độ trong thời kỳ gió mùa đông bắc suy yếu. C: cao áp; T: thấp áp Một hình thế thời tiết khác cũng đặc trưng cho các tháng mùa đông đó là hình thế gây sương mù. Vào giữa mùa đông khi những đợt xâm nhập lạnh mạnh vào Bắc Bộ, không khí lạnh sau front lạnh đưa lại thời tiết trời quang mây tạo điều kiện cho mặt đất phát xạ rất mạnh. Phía dưới nghịch nhiệt front hình thành sương mù bức xạ ở miền núi và vùng ven, kéo dài cho tới phía bắc dãy Bạch Mã. Vào cuối mùa đông sương mù bình lưu hình thành trong khu vực sống áp cao đang suy yếu, có thể tạo hình thế yên khí áp trên vịnh Bắc Bộ (Hình 2.12a, b). Đặc biệt là khi các đường đẳng áp của bộ phận áp cao lệch đông (có nguồn gốc từ áp cao Siberi) tạo nên các đường đẳng áp kinh hướng trên vịnh Bắc Bộ (Hình 2.12c), dòng khí nóng ẩm có nhiệt độ 24 - 25oC từ phía đông nam thổi vào miền ven biển Bắc Bộ xáo trộn với không khí lạnh ở đây có nhiệt độ thấp (chỉ 14 - 15oC). Sự xáo trộn giữa hai khối không khí này tạo điều kiện hình thành sương mù bình lưu. Sương mù cũng có thể hình thành trên vịnh Bắc Bộ khi mây Sc bị nghịch nhiệt nén xuống dưới thấp tạo sương mù trên biển. Một điều đặc biệt trong loại sương mù này là nó vẫn tồn tại trong tốc độ gió khá lớn (gió ở Bạch Long Vĩ có thể tới 10m/s) gió càng mạnh sương mù càng lan toả và mở rộng phạm vi bao phủ. 2.4 HÌNH THẾ SYNÔP TRONG MÙA GIÓ MÙA MÙA HÈ 2.4.1 Hình thế đầu mùa hè Hình thế bắt đầu gió mùa mùa hè ở Nam Bộ và Tây Nguyên là hệ quả của sự thay đổi cấu trúc hoàn lưu quy mô lớn ở Đông Nam Á.
52 Hình 2.13. Trường dòng mặt đất tháng 4 với áp cao trên vịnh Bengal, sống áp cao cận nhiệt khống chế trên Đông Dương và dải áp thấp xích đạo nằm ở rìa phía namsống cao áp này và áp thấp trên Ấn Độ phát triển yếu (Harris, 1970). Tháng 3, tháng 4 trong khi Miền Bắc đang nằm trong thời tiết sương mù mưa phùn ẩm ướt khi có những đợt xâm nhập lạnh cuối mùa đông thì ở Nam Bộ và Tây Nguyên lại chịu những ngày nắng nóng, khô hạn. Tháng 3 và gần hết tháng 4 ở Tây Nguyên là thời gian nhiệt độ không khí đạt cực đại trong năm. Nguyên nhân của tình trạng này là dòng giáng quy mô synôp gây nên bởi hệ thống áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương lấn sâu về phía tây tới lục địa Đông Nam Á và áp cao trên vịnh Bengal (Hình 2.13). Phía nam áp cao Tây Thái Bình Dương là dải áp thấp xích đạo kéo dài sát phía bắc xích đạo và lan tới mực 700mb. Tháng 4 trên Ấn Độ bắt đầu hình thành và phát triển một áp thấp nóng chỉ giới hạn trong khu vực Ấn Độ. Tình trạng Nam Bộ và Tây Nguyên không có dòng cung cấp ẩm từ biển vào và chịu sự khống chế của dòng giáng quy mô lớn của sống áp cao, ngăn chặn sự hình thành mây và mưa sẽ được giải toả nếu có sự thay đổi một cách cơ bản trong cấu trúc hoàn lưu ở Nam Á. Và điều đó xảy ra vào khoảng cuối tháng 4, đầu tháng 5, quá trình đó thể hiện ở sự phát triển và mở rộng của áp thấp Nam Á từ Ấn Độ sang phía đông tạo nên rãnh gió mùa bao trùm Đông Nam Á đẩy áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương ra phía Biển Đông Việt Nam (Hình 2.14).
53 Hình 2.14. Trường dòng mặt đất tháng 5 (Harris, 1970) Dải áp thấp xích đạo thu hẹp trong khu vực nhỏ trên vùng biển phía nam Nam Bộ. Dải đệm đã tiến lên phía bắc xích đạo trở thành sống áp cao đưa tín phong Nam Bán Cầu từ áp cao châu Úc chuyển hướng và nhập với đới gió tây nam ở phần nam áp thấp Nam Á trở thành đới gió mùa tây nam ở mặt đất và đới gió tây biểu hiện rõ từ mực 850mb lên tới mực 700mb. Trên Tây Nguyên và Nam Bộ thịnh hành đới gió tây nam, mùa gió mùa mùa hè bắt đầu. Tuy nhiên, ở Miền Nam Trung Quốc vẫn tồn tại chuỗi áp thấp và vẫn tồn tại bộ phận không khí lạnh dưới dạng áp cao. Từ mực 700 và 500mb, rãnh gió tây ôn đới vẫn lan tới vĩ độ 20oN gây ảnh hưởng đến thời tiết Bắc Bộ.
54 Hình 2.15. Áp thấp bất đối xứng ở Bắc Bộ trên bản đồ mặt đất ngày 29/4/2005 Bão bắt đầu hoạt động từ tháng 6 ở Bắc Bộ và Bắc Biển Đông. Nhưng khi không có bão, thời tiết đặc trưng trong tháng 5 và tháng 6 là nắng nóng. Điều đó là do trong thời gian từ tháng 5 đến tháng 6 các xoáy thuận ở Nam Trung Quốc có thể phát triển và mở rộng, đặc biệt là áp thấp nóng trên cao nguyên Vân Quý. Khi mở rộng và khơi sâu tới Bắc Bộ áp thấp Vân Quý còn gọi là áp thấp nóng Bắc Bộ gây tình trạng nắng nóng diện rộng ở Bắc Bộ và Bắc Trung Bộ rất điển hình cho hình thế thời tiết đầu mùa hè ở đây. Để minh hoạ chúng tôi dẫn ra một đợt nắng nóng cuối tháng 4 đầu tháng 5 năm 2005. Đợt nắng nóng này kéo dài khoảng 7 ngày, nhiệt độ tối cao ở nhiều nơi thuộc Bắc Bộ và Bắc Trung Bộ vượt quá 37oC. Ở Bắc Trung Bộ có nơi nhiệt độ tối cao vượt quá 42 - 43oC. Có thể thấy rõ nguyên nhân của đợt nắng nóng này qua cấu trúc của áp thấp Vân Quý và trường gió trong trường hợp này. Từ bản đồ mặt đất ngày 29/4/2005 ta thấy áp thấp lệch tâm với tâm ở khu vực cao nguyên Vân Quý tại vĩ độ 28oN- 98oE. Khí áp ở vùng trung tâm là 998mb ngày 30/4/2005. Điều đặc biệt ở đây là do sự lệch tâm của áp thấp nên ở rìa phía tây nam của trung tâm áp thấp đã tạo ra khu vực đặc biệt ken sít của các đường đẳng áp tại khu vực có nhiệt độ cao, hồi 13 giờ lên tới 36oC. Liên quan với gradient khí áp lớn ở khu vực này là dòng khí hướng từ phía tây bắc rất mạnh thổi vào khu vực áp thấp, mang theo không khí nhiệt đới lục địa rất nóng và khô thổi vào Bắc Bộ và Bắc Trung Bộ. Tại mực 900mb tốc độ gió tây nam ở Hà Nội lên tới 10m/s trong khi đó tại Đà Nẵng tốc độ
55 gió là 5m/s. Trên khu vực Bắc Trung Bộ ta thấy các đường đẳng áp dãn ra và tạo rãnh hướng về phía đông nam. Sự dãn ra của các đường đẳng áp ở đây là do sự tăng nhiệt độ bổ sung do tác động của hiệu ứng fơn của dãy Trường Sơn. Nhiệt độ tại khu vực này lúc 13giờ là 37 - 38oC. Sự dãn ra của các đường đẳng áp ở Bắc Trung Bộ thể hiện sự giảm của gradien khí áp và sự giảm yếu của gió hướng nam và đông nam của khu vực áp thấp, dòng khí với tốc độ nhỏ không có khả năng đưa không khí mát, ẩm từ biển vào đất liền. Ở Bắc Trung Bộ trong điều kiện trời nắng, quang mây không có nguồn ẩm từ biển vào và gió yếu không tạo nên sự trao đổi không khí giữa các khu vực nên nhiệt độ lại càng tăng cao. Ta có thể thấy nhiệt độ ở Con Cuông, Cửa Rào lên tới 40-41oC. Trong các ngày tiếp theo rãnh càng dịch chuyển về phía nam, đến ngày 01/5 rãnh tiến sâu tới 16oN và đẩy đợt nắng nóng đến mức cực độ và đạt nhiệt độ tối cao 41oC. Hình thế khô nóng càng đặc biệt hơn, nắng nóng càng mạnh hơn và kéo dài khi áp cao Tibet tại mực 500mb mở rộng và nằm trên áp thấp nóng Bắc Bộ, khi đó dòng thăng của không khí khô không tạo mây và còn ở phía trên là dòng giáng càng tăng cường cho thời tiết khô nóng. Một hình thế thứ hai thuộc hình thế khác có thể gây khô nóng là sự thâm nhập rất sâu vào lục địa của áp cao cận nhiệt. Khi đó dòng giáng từ áp cao này gây nghịch nhiệt nén và cũng làm gia tăng nhiệt độ tối cao gây thời tiết khô nóng. Thời tiết khô nóng chỉ mất hẳn khi có sự cấu trúc lại của áp thấp nóng và nhất là trong trường hợp có bộ phận không khí lạnh ở phía bắc xâm nhập xuống phía nam gây tác động nén và hội tụ ở phần bắc áp thấp nóng, đồng thời do sự cấu trúc lại của áp thấp trên Bắc Bộ phần phía đông nam áp thấp các đường đẳng áp ken xít lại, gió đông nam mạnh hơn đưa không khí ẩm vào áp thấp gây ra mưa diện rộng, làm giảm nhiệt độ và kết thúc nắng nóng. Trong trường hợp không khí lạnh không đủ mạnh thì hiện tượng khô nóng chỉ giảm yếu sau đó lại có thể tiếp tục gây nhiệt độ cao nếu như áp thấp Bắc Bộ vẫn còn tồn tại với cấu trúc phía trước bất đối xứng. 2.4.2 Các trung tâm tác động trong mùa gió mùa mùa hè Sau khi mùa gió mùa mùa hè bắt đầu, thời tiết ở Đông Nam Á trong đó có Việt Nam chịu sự chi phối bởi hoạt động của hai trung tâm tác động đó là: áp thấp Nam Á có tâm ở Ấn Độ-Pakistan và phần phía tây của áp cao cận nhiệt Tây Bắc Thái Bình Dương. Hai trung tâm này thể hiện rõ trên bản đồ khí áp mặt đất trung bình nhiều năm cho tháng 7 (Hình 2.16). Áp thấp Nam Á là áp thấp nóng trên lục địa với cường độ giảm yếu theo chiều cao thường đến khoảng độ cao 3km, ít khi tới 5km, phía trên áp thấp này là áp cao Tibet. Áp thấp Nam Á có thể mở rộng một rãnh theo hướng đông bắc vào đầu mùa hè như đã nói ở trên và rãnh sang phía đông vào giữa và cuối mùa hè. Tuy nhiên, rãnh gió mùa này cũng có thể thu hẹp và dịch chuyển về phía nam và rút lui gần tới Ấn Độ. Phần phía tây của áp cao cận nhiệt Tây Bắc Thái Bình Dương di động theo hướng bắc nam và theo hướng đông tây như đã trình bày trong mục 1.10.1 chương 1. Hai trung tâm này tương tác với nhau và theo từng thời kỳ hai trung tâm tác động này thay nhau khống chế và quy định thời tiết ở Việt Nam và Biển Đông.
56 Hình 2.16. Áp thấp Nam Á và áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương trong hệ thống các dòng khí mặt đất. Tháng 7. Đường đẳng áp (1), đường front (2, 3); vectơ gió trung bình (mũi tên) (S. P. Khromov, 1957) Ngoài các trung tâm tác động nói trên, hệ thống gió mùa mùa hè ở Đông Nam Á và Biển Đông còn chịu ảnh hưởng của dòng vượt xích đạo từ phía bắc của áp cao châu Úc ở Nam Bán Cầu. Ngay sau khi gió mùa bắt đầu, ở Ấn Độ Dương dòng khí vượt xích đạo mực thấp từ áp cao Mascarene phát triển mạnh cùng với dòng xiết Somali phía đông Ấn Độ và biển Ả Rập phối hợp với sự mở rộng của xoáy thuận trên vịnh Bengal hình thành hệ thống gió mùa tây nam ở Đông Nam Á. Sự xáo trộn và vận chuyển ẩm mạnh mẽ từ mặt biển nóng vào khí quyển thúc đẩy sự phát triển mây đối lưu mạnh và thể hiện sự có mặt của lớp mây tích mỏng trên Ấn Độ Dương. Ở Đông Nam Á là đới gió tây nam mặt đất và gió tây trên cao phối hợp cùng với dòng khí vượt xích đạo từ áp cao Úc châu chuyển hướng sang tây và tây nam, hình thành hệ thống dòng khí khá rộng và mạnh như minh hoạ trên hình 2.14 đưa không khí nóng và rất ẩm từ Ấn Độ Dương và vịnh Bengal vào lãnh thổ Việt Nam, trước hết là Tây Nguyên và Nam Bộ. Đới gió này có thể lan theo chiều từ mặt đất lên đến độ cao 3km và khi có dải hội tụ nhiệt đới nó có thể lan tới độ cao 5km. Trong khi đó áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương có thể mở rộng và di chuyển sang phía tây khống chế khu vực Đông Nam Á và Biển Đông, đới gió đông lan truyền theo hướng từ trên cao xuống mặt đất gây dòng giáng quy mô synôp. Trong điều kiện dòng khí thổi từ phía đông nam đem không khí nóng ẩm, bất ổn định vào lục địa; nghịch nhiệt tín phong không mạnh và nằm ở trên cao hơn so với ở phần phía đông áp cao này nên mây tích và dông có thể hình thành và phát triển có tính chất địa phương do hiệu ứng địa hình và sự đốt nóng không đều của mặt đất. Như đã nói ở trên: sau khi áp thấp Nam Á vào cuối tháng 4 đầu tháng 5 phát triển mạnh và mở rộng ra phía đông vào các tháng tiếp đó hoàn lưu tây nam khống chế trên toàn bộ khu vực Đông Nam Á. Từ tháng 6, 7, 8 trở đi dải hội tụ nhiệt đới hoạt động mạnh trên phần Bắc Biển Đông. Vào đầu mùa có thể có sự tách rời giữa dải hội tụ nhiệt đới trên Biển Đông và phần rãnh gió mùa trên đất liền. Tuy nhiên, vào giữa và cuối mùa hè rãnh gió mùa liên kết làm một với dải hội tụ nhiệt đới trên Biển Đông. Đây cũng là thời gian hoạt động mạnh của bão trên Biển Đông. Nhiều cơn bão hình thành từ các xoáy nằm trên dải hội tụ
57 nhiệt đới. Từ tháng 6 đến tháng 9, bão có tần suất lớn nhất không những chỉ hình thành trên dải hội tụ mà còn có thể di chuyển từ tây bắc Thái Bình Dương hay hình thành đơn lẻ ngay trên Biển Đông và trong phần lớn các trường hợp bão di chuyển về phía tây hay Tây Bắc đổ bộ vào Nam Trung Quốc, Nhật Bản và Việt Nam, qui định thời tiết trong khu vực ảnh hưởng của nó. Trên phạm vi Đông Á trong dải giới hạn từ kinh tuyến 90oE đến kinh tuyến 150oE ta có thể hình dung sự liên kết của các thành phần chính của hoàn lưu gió mùa mùa hè ở Đông Á trên mặt ngang theo sơ đồ của Domroses và Peng (1988) (Hình 2.17). Hình 2.17. Sơ đồ cấu trúc trung bình của các thành phần của hoàn lưu gió mùa mùa hè ở Đông Á (Domroes và Peng, 1988) Theo sơ đồ trên ta thấy từ nam lên bắc các thành phần đó gồm có hệ thống dòng khí thổi ở phía đông bắc của áp cao Úc châu theo hướng đông nam tới xích đạo (1), ở đây tín phong đông nam Nam Bán Cầu di chuyển chậm lại và có thể tạo nên một dải hội tụ gần xích đạo. Tiếp nữa, sau khi cắt ngang qua xích đạo vượt lên Bắc Bán Cầu hệ thống dòng khí này chuyển hướng sang phải, trở thành đới gió mùa tây nam cùng với gió tây nam ở phần đông nam của áp thấp Nam Á tạo thành hệ thống gió tây nam thổi lên phía bắc (2). Hệ thống gió ở mực 850mb hướng tây nam hoặc tây kéo dài từ Ấn Độ qua Thái Lan, vịnh Bengal tới Nam Việt Nam (Xem hình 1.17 chương 1) khống chế toàn bộ Đông Nam Á và Biển Đông. Dòng khí vượt xích đạo này đi qua Ấn Độ Dương và vịnh Bengal biến tính mạnh, tăng nhiệt độ và độ ẩm khi tới Đông Nam Á và Biển Đông, nó trở nên rất ẩm và bất ổn định. Đi tiếp về phía bắc là rãnh gió mùa (3), phần kéo dài sang phía đông của áp thấp Nam
58 Á. Phần phía bắc rãnh gió mùa này rất dễ nhầm với dải hội tụ nhiệt đới, chỉ khác là, thay vì thời tiết xấu với mây tích và vũ tích là thời tiết khá nóng đầu mùa hè như đã trình bày trong mục 2.4.1. Tín phong hướng đông bắc và đông nam từ phần cực tây của áp cao này sẽ hội tụ với gió mùa tây nam cũng rất nóng ẩm tạo thành dải hội tụ nhiệt đới nằm trùng với vị trí rãnh gió mùa (4) gây ra dải thời tiết xấu với hai hay nhiều trung tâm áp thấp. Đi tiếp về phía bắc là dòng xiết gió đông (5) vẫn tồn tại ở phía nam áp cao cận nhiệt tây Thái Bình Dương (6). Tại mực 500mb (khoảng 5km) nơi hội tụ của gió tây nam trên cao thổi ở bắc áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương và dòng khí tây bắc trong các rãnh gió tây ngoại nhiệt đới Đông Á, tạo front trên cao gây mưa Maiu ở Trung Quốc và Baiu ở Nhật Bản (7). Tại mực 200mb là dòng khí trên cao (đường đứt) thổi từ đông bắc xuống tây nam ở rìa phía đông nam của áp cao cận nhiệt trên cao (8), ngược lại với hướng gió tây nam dưới mặt đất vượt xích đạo về phía Nam Bán Cầu bù lại sự vận chuyển của không khí từ Nam Bán Cầu lên Bắc Bán Cầu ở mặt đất. Dưới đây ta sẽ xem xét thêm về vai trò vận hành của một số thành phần cơ bản của hệ thống hoàn lưu gió mùa mùa hè Đông Nam Á chi phối các điều kiện thời tiết Việt Nam. Dòng vượt xích đạo từ Nam Bán Cầu Sự đốt nóng mạnh của khối lục địa Đông Nam Á không những tạo điều kiện cho sự phát triển và mở rộng của áp thấp Nam Á mà còn tạo điều kiện cho vùng đệm mở rộng và dịch chuyển về phía bắc xích đạo đưa dòng khí Nam Bán Cầu vượt xích đạo và gia nhập với dòng khí thổi ở phần nam áp thấp Nam Á vào Đông Nam Á và Biển Đông. Dòng vượt xích đạo này có trường hợp thể hiện rất rõ trên bản đồ hàng ngày và bản đồ phân tích khách quan. Dòng vượt xích đạo này cùng với đới gió tây nam ở phần nam áp thấp Nam Á như đã nói ở trên là dòng ẩm chủ yếu từ Ấn Độ Dương và vịnh Bengal tới Đông Nam Á và đóng vai trò quyết định đối với sự bắt đầu gió mùa mùa hè và mùa mưa ở phần phía nam bán đảo Đông Dương Rãnh gió mùa và dải hội tụ nhiệt đới. Theo Harris(1970) và nhiều tác giả khác, rãnh gió mùa ở Đông Nam Á là phần kéo dài sang phía đông của áp thấp Nam Á. Như phần trên đã nói, rãnh này chỉ hình thành và mở rộng về phía đông vào tháng 5, mạnh và biểu hiện rõ nhất ở Đông Nam Á và Biển Đông vào tháng 7. Các cơn bão đầu mùa trên Biển Đông vào tháng 6 có thể hình thành ở phần trên biển của dải hội tụ nhiệt đới nhưng phần trên đất liền vẫn là những áp thấp khô nóng quang mây hay không phát triển mây tích và mây vũ tích như trong dải hội tụ nhiệt đới thông thường. Cùng với sự “nhảy vọt” lần thứ nhất vào tháng 6 lên phía bắc của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương và nhất là sự mở rộng của của áp cao cận nhiệt này về phía lục địa Đông Nam Á đang được đốt nóng mạnh. tín phong hướng đông hay đông nam đưa không khí biển nóng ẩm hội tụ với đới gió mùa tây nam cũng nóng ẩm trong một tầng dày, khi có dải hội tụ nhiệt đới gió mùa có thể phát triển tới độ cao 5km, tạo những dải hội tụ nhiệt đới gây thời tiết xấu với mây tích và vũ tích (xem ví dụ về dải hội tụ nhiệt đới trong chương 3). Dải hội tụ vào tháng 7 và tháng 8 hoạt động mạnh ở Bắc Bộ và cùng với hoạt động của bão quy định mùa mưa lũ cực đại ở đây. Tháng 9 khi áp thấp hành tinh bắt đầu mở rộng đẩy áp cao cận nhiệt dịch chuyển xuống phía nam, dải hội tụ nhiệt đới và quỹ đạo trung bình của bão cũng đẩy tới Bắc Trung Bộ và bắt đầu gây mưa ở khu vực này. Trong tháng này rãnh
59 gió mùa có thể nằm cùng vĩ độ với dải áp thấp xích đạo tạo thành các hội tụ kéo dài theo hướng vĩ tuyến. Hiện tượng này thường xuyên xảy ra hơn vào tháng 10, 11, 12 khi áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương tiếp tục bị đẩy xuống phía nam. Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương Cùng với áp cao Siberi vào mùa đông, áp thấp Nam Á vào mùa hè; áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương là nhân tố hoàn lưu quan trọng đối với sự hình thành và biến đổi thời tiết ở Đông Nam Á, nhất là khu vực Việt Nam nằm ở rìa đông nam của bán đảo này và Biển Đông. Đây là áp cao nóng tầm cao, ở mặt đất thường chỉ được biểu hiện là khu áp cao rộng lớn với một hay hai đường đẳng áp, thường là đường đẳng áp 1010mb. Tuy nhiên, theo chiều cao do khu vực trung tâm áp cao nóng, bậc khí áp lớn hơn xung quanh, theo chiều cao mặt đẳng áp càng vồng lên, áp cao càng mạnh lên và thể hiện càng rõ. Với đặc tính của áp cao cận nhiệt như mô tả trong chương 1, trung tâm áp cao mặt đất lệch sang phía đông còn ở trên cao lệch sang phía tây, nghĩa là về phía đất liền. Áp cao và dòng khí trong áp cao phát triển mạnh ở trên cao và lan dần xuống thấp. Do đó đới gió đông trên cao nằm dịch sâu về phía lục địa so với dòng khí gió đông mặt đất. Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương khi di chuyển sang phía tây có thể đưa tín phong hội tụ với gió mùa tây nam tạo dải hội tụ nhiệt đới như đã nói. Nhưng khi tiến sâu vào đất liền, áp cao này có thể đem tín phong nóng ẩm vào đất liền. Do tác động của địa hình hay sự hội tụ tốc độ trong dòng tín phong có thể gây mưa lớn. Khi tiến sâu hơn về phía tây, sâu trong áp cao là thời tiết quang mây, khô nóng, nhất là khi áp cao khống chế hầu như toàn bộ Đông Nam Á, có khi tiến xa tới sát Ấn Độ. Mặt khác, dòng khí tại mực 700mb và 500mb của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương là dòng dẫn đường, trong phần lớn các trường hợp đóng vai trò gần như quyết định đối với sự di chuyển và đổ bộ vào đất liền của phần lớn bão hoạt động ở Tây Thái Bình Dương và Biển Đông như sẽ trình bày trong chương 4. Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương có mối quan hệ khá phức tạp với dải áp cao cận xích đạo hình thành từ dải đệm trên xích đạo. Khi dải đệm này dịch chuyển về phía Bắc Bán Cầu thì thường giữa hai dải áp cao cận nhiệt và dải áp cao cận xích đạo là dải áp thấp xích đạo. Trong trường hợp không tồn tại dải áp thấp xích đạo, dải áp cao cận xích đạo sẽ gia nhập với áp cao Tây Thái Bình Dương và trở thành một áp cao rộng lớn kéo sát tới xích đạo và không cho mây mưa trong thời gian dài gây hậu quả hạn hán rất nghiêm trọng cho khu vực Đông Nam Á và Biển Đông như năm 2004. Có thể xảy ra trường hợp do nguyên nhân chưa biết rõ, áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương không mở rộng và dịch chuyển về phía tây và không đưa tín phong về phía lục địa Đông Nam Á thì mặc dù gió mùa tây nam vẫn phát triển mạnh, nhưng dải hội tụ nhiệt đới không hình thành. Không có dải hội tụ nhiệt đới bão cũng ít hẳn và hầu như không hình thành ở Biển Đông và không đổ bộ vào Việt Nam. Theo dòng dẫn ở phía tây áp cao lúc này đang nằm ở phía đông vị trí trung bình khí hậu của nó, nếu bão hình thành ở Bắc Biển Đông chủ yếu di chuyển về phía đông bắc tới Nhật Bản, khi đó khống chế toàn bộ Đông Nam Á và Biển Đông là thời tiết khô hạn nắng nóng kéo dài như năm 2004, nửa đầu năm 2005. Hoạt động của tín phong, dải hội tụ nhiệt đới, sóng đông sẽ được trình bày và minh hoạ trong chương 3, còn về bão sẽ được đề cập trong chương 4.
60 2.5 THỜI KỲ GIÓ MÙA TÍCH CỰC (MẠNH) VÀ THỜI KỲ GIÓ MÙA THỤ ĐỘNG (YẾU) Do sự phối hợp của dòng khí vượt xích đạo từ Nam Bán Cầu với sự phát triển và mở rộng của áp thấp Nam Á, hoạt động của gió mùa tây nam có thể mạnh lên, khi đó rãnh gió mùa (phần kéo dài của áp thấp Nam Á về phía đông) mở rộng tới ven biển Đông Nam Á và Biển Đông thậm chí vượt qua Philippin. Đó là thời kỳ gió mùa tích cực. Khi đó gió tây và tây nam tạo thành hệ thống ở mặt đất, thường đến mực 700mb, có khi tới 500mb bao quát toàn bộ phần phía nam của rãnh gió mùa hoạt động đối lưu phát triển trên diện rộng cho mưa rào. Ngược lại, trong thời kỳ gió mùa thụ động, rãnh gió mùa thu hẹp về phía tây tới tận Ấn Độ và bị nén về phía nam, gió tây và tây nam chỉ tồn tại ở mặt đất và bị đẩy sát về phía nam thu lại thành dải hẹp như minh hoạ trên hình 2.18. Trên cao, áp cao cận nhiệt tây Thái Bình Dương lấn về phía tây chiếm phần phía bắc của vị trí trung bình khí hậu của rãnh gió mùa. Dòng khí hướng đông ở phía nam áp cao bao quát phần bắc Đông Dương và lan dần xuống mặt đất trong thời kỳ gió mùa thụ động. Đây là trường đường dòng điển hình tại mực 850mb trong thời kỳ gió mùa thụ động. Ta thấy ở phần bắc Đông Nam Á là một áp cao có tầm bao quát rất lớn và lấn sâu về phía đông với dòng giáng quy mô synôp bao quát trên toàn bộ khu vực phía bắc và đẩy các chuỗi xoáy thuận về phía nam, hạn chế sự phát triển của mây trên diện rộng như biểu diễn trên ảnh vệ tinh (Hình 2.19). Trên khu vực Đông Nam Á ít mây, có nơi trời quang hoàn toàn. Còn trong thời kỳ gió mùa tích cực (Hình 2.20) màn mây bao phủ toàn thể bầu trời từ Ấn Độ kéo dài sang tới bờ đông khu vực Đông Nam Á do hệ thống dòng thăng quy mô synôp phát triển mạnh và mở rộng trên phần phía nam rãnh gió mùa. Trong thời kỳ này dải hội tụ nhiệt đới hoạt động mạnh và nhiều khả năng bão hình thành từ một trong các trung tâm áp thấp trên dải hội tụ nhiệt đới. Hình 2.18. Trường đường dòng điển hình tại mực 850mb trong thời kỳ gió mùa thụ động (Harris,1971)
61 Hình 2.19. Màn mây trên Đông Nam Á vào thời kỳ gió mùa thụ động dải mây tích vỡ ra không thành hệ thống trên Biển Đông và trên khu vực Việt Nam quang mây (Harris, 1970) Hình 2.20. Màn mây trên Nam Á vào thời kỳ gió mùa tích cực. Hệ thống mây tích bao quá từ Ấn Độ sang tới bờ đông của khu vực Đông Nam Á (Harris, 1970) Haris đã tổng hợp các đặc điểm nhiễu động và dòng khí trong thời kỳ gió mùa thụ động (Phần phía trên hình 2.21) và thời kỳ gió mùa tích cực (Phần phía dưới hình 2.21). Theo mô hình kép biểu diễn những đặc trưng thời tiết cơ bản của hai khu vực gió mùa tích cực và khu vực gió mùa thụ động, ta thấy trong khu vực gió mùa tích cực, như xảy ra ở phía nam rãnh gió mùa, dòng thăng quy mô synôp bao quát trên phạm vi lớn, gió tây nam ở mặt đất và gió tây trên cao mạnh có tính hội tụ và lan tới tận mực 500mb, tạo nên mây, chủ yếu là mây đối lưu Cu và Cb di chuyển từ tây sang đông, thời tiết xấu, mưa vừa diện rộng, có nơi có dông. Phần phía trên hình đặc trưng cho khu vực gió mùa thụ động với dòng giáng quy mô synôp trong sự thịnh hành gió đông, theo thời gian thường lan từ trên cao (500mb) xuống
62 dưới thấp, sự phát triển hệ thống mây Cb địa phương kèm dông. Thời tiết dông rải rác do mặt đất bị đốt nóng, không đồng đều hay có cưỡng bức của địa hình miền đồi núi, gió giật mạnh kèm theo dông nhiều khi dông khan, ít hay không mưa, trong lớp dưới 100m gió yếu và độ đứt thẳng đứng của gió nhỏ. Sự chuyển biến từ chế độ gió mùa tích cực sang chế độ gió mùa thụ động có thể liên quan với sự di chuyển lên phía bắc của hệ thống đệm ở gần xích đạo. Như trên đã nói, khi hệ thống đệm ở gần xích đạo ngăn cách với áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương bởi dải áp thấp xích đạo, nhưng khi di chuyển về phía bắc khi dải áp thấp xích đạo không tồn tại thì áp cao của hệ thống đệm này có thể nối liền với sống cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình Dương và từ đó nó dịch chuyển cùng với sống cao áp về phía bắc và phía tây. Gió mùa khi đó suy yếu hay gián đoạn và dải gió tây hội tụ được thay thế bằng dải gió đông phân kỳ. Điều đó có thể thấy tại các mực thuộc phần giữa tầng đối lưu (mực 500mb). Nếu sống cao áp tăng cường thì dải gió đông phát triển mạnh ở trên cao, lan truyền xuống tầng thấp và thể hiện rõ mực 850mb. Hình 2.21. Sơ đồ gió mùa mùa hè : phần trên là sơ đồ đặc trưng chế độ gió mùa mùa hè thụ động, phần dưới là sơ đồ chế độ gió mùa mùa hè tích cực (Harris,1971) Thường hệ thống đệm tạm thời dịch chuyển lên phía bắc trong vài ngày sau đó lại dịch chuyển về vị trí khí hậu của nó. Ta chỉ có thể phát hiện được hệ thống sống đệm trên cao còn dưới thấp vẫn thấy dải gió mùa yếu, có khi không biểu hiện rõ do ảnh hưởng của mặt đất. Trong dải gió đông phía nam trục sống áp cao lượng mây và lượng mưa giảm rõ rệt. Khi dải gió đông thấy rõ gần mặt đất thì thời tiết tốt chiếm ưu thế, có thể có dông địa
63 phương. Sự dịch chuyển của hệ thống đệm xẩy ra theo từng thời đoạn trong suốt mùa gió mùa mùa hè khi gió mùa mở rộng hay rút lui. Như vậy là các nguồn ẩm vào mùa hè tới lãnh thổ Việt Nam là do dòng khí trong đới gió mùa tây nam đưa tới từ Ấn Độ Dương và vịnh Bengal. Đới gió tây nam ở mặt đất và đới gió tây trên cao biểu hiện rất rõ ở phía nam rãnh gió mùa. Cần phân biệt gió tây hay tây nam trong áp thấp nóng Bắc Bộ đưa không khí nhiệt đới lục địa khô nóng gây nắng nóng đầu mùa hè ở Bắc Bộ và Bắc Trung Bộ và gió tây nam thổi từ rìa phía tây bắc của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương khi lấn sâu vào đất liền cũng có thể gây thời tiết nắng nóng. Nguồn ẩm thứ hai theo dòng tín phong hướng đông nam thổi từ phần cực tây của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương mà sự hội tụ tốc độ gió trong dòng tín phong dưới tác động của địa hình cũng có thể gây những trận mưa đáng kể. Nguồn ẩm thứ ba do tín phong đông bắc đưa vào phần phía nam vĩ tuyến 16oN. Tuy nhiên, nguồn ẩm mới chỉ là điều kiện cần, mây và mưa chỉ hình thành khi có các nhiễu động nhiệt đới đó là các áp thấp địa phương không lớn thường hình thành ở Bắc Bộ, dải hội tụ nhiệt đới, bão, tác động cưỡng bức của địa hình và sự hội tụ tốc độ gió trong tín phong như trên vừa nói. Đó là các nhiễu động nhiệt đới điều kiện cần tạo dòng thăng dẫn tới sự hình thành mây và mưa. Về những nhiễu động này sẽ được trình bày chi tiết hơn trong chương 3 và chương 4 tiếp theo.
64 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 thổi 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 đến hướng gió đạt tới 6-8m/s. Là dòng khí thổi 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 đến 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 đổi 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 di 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