Khí tượng học synốp (Phần nhiệt đới) - Trần Công Minh Phần 6

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

Thêm vào BST

Báo xấu

110
lượt xem 8
download

Download Vui lòng tải xuống để xem tài liệu đầy đủ

Ở đây còn có một hiệu ứng khác, đó là hiệu ứng hội tụ tốc độ trong dòng tín phong như đã nói trong mục 3.1.3. Tín phong trong trường hợp này có tốc độ rất lớn, tốc độ này càng lớn hơn khi ở phía nam xuất hiện gió Bắc.

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 6

81 Hình 3.19. Màn mây dải hội tụ nhiệt đới với bão và áp thấp nhiệt đới ở phía Nam Việt Nam và Biển Đông và màn mây front lạnh ở biên giới phía bắc ngày 1/11/1999 Hình 3.20. Bản đồ mặt đất ngày 3/11/1999 với front lạnh tiến tới Bắc Trung Bộ, tiến sát và tương tác với dải hội tụ nhiệt đới ở phía nam Hoạt động của tín phong. Trong trường hợp này tín phong đóng hai vai trò, thứ nhất là
82 hội tụ với gió mùa tây nam trên dải hội tụ nhiệt đới, thứ hai là chịu tác động nâng lên của địa hình và của không khí lạnh trong khu vực Bắc Trung Bộ. Ngoài ra, ở đây còn có một hiệu ứng khác, đó là hiệu ứng hội tụ tốc độ trong dòng tín phong như đã nói trong mục 3.1.3. Tín phong trong trường hợp này có tốc độ rất lớn, tốc độ này càng lớn hơn khi ở phía nam xuất hiện một sóng đông làm tăng gradient khí áp ở phía nam của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương. Sự hội tụ xuôi dòng của tốc độ đã gây nên sự hội tụ tốc độ gió trong bản thân dòng tín phong. Sự hội tụ này không biểu hiện rõ trên trường áp. Đây là trường hợp tín phong mạnh và rất dày do đó sự hội tụ trong dòng khí có ý nghĩa rất lớn đối với sự hình thành mây vũ tích cho mưa. Thêm vào, trong những ngày cuối đợt một áp thấp nhiệt đới đã xuất hiện ở Biển Đông và di chuyển về phía bắc của dải hội tụ nhiệt đới cũng góp phần tăng lượng mưa đáng kể. Sự tương tác phối hợp trong một thời gian rất ngắn đã đưa đến trận lũ lịch sử gây nhiều thiệt hại về người và của ở khu vực Bắc Trung Bộ. Những trận mưa lớn ở Bắc Trung Bộ có thể chỉ do một trận bão. Tuy nhiên, mưa kéo dài và đạt đến cường độ lớn cũng xảy ra thường xuyên ở khu vực này chỉ do tương tác của front lạnh với bão cùng di chuyển tới khu vực hay sự tương tác giữa tín phong và dãy Trường Sơn. Nhưng lượng mưa toàn đợt lớn trên 2000mm là do sự phối hợp của năm hình thế như trình bày ở trên là trường hợp hi hữu, một lần trong 100 năm. Trong 3 mục cuối chương này chúng tôi sẽ đề cập tới các nhiễu động tần suất thấp theo chu kỳ dài năm như dao động tựa 2 năm, dao động 40 - 50 ngày và dao động nam ENSO. Các nhiễu động này có thể gián tiếp hay trực tiếp liên quan tới sự biến đổi của thời tiết, nhất là hiện tượng dao động nam ENSO, chúng hỗ trợ và định hướng cho các dự báo hạn vừa và hạn ngắn. 3.6 DAO ĐỘNG TỰA 2 NĂM Vào đầu những năm 60 những nghiên cứu khí tượng đã phát hiện sự đổi hướng thịnh thành từ năm này qua năm khác của gió tầng bình lưu trên khu vực xích đạo. Trong năm này gió trong tầng bình lưu xích đạo có hướng đông với tốc độ lớn, còn trong năm sau gió tây mạnh lại thịnh hành. Sự dao động của hướng gió thịnh hành ở tầng bình lưu giữa gió đông và gió tây được gọi là “dao động tựa hai năm”. Từ "tựa" được dùng chỉ thời gian giữa hai cực trị của gió đông và gió tây thịnh hành không phải là 24 tháng mà là 27 tháng. Trên hình 3.21 là biến trình gió vĩ hướng, gió tây (đại lượng dương), gió đông (đại lượng âm). Ta có thể thấy rằng gió mực 30mb chuyển sang hướng đông hoặc hướng tây trước gió mực thấp hơn (mực 50mb). Điều đó cho thấy rằng gió đã lan truyền từ trên xuống phía dưới trong khí quyển.
83 Hình 3.21. Dị thường gió vĩ hướng đã làm trơn đối với gió miền xích đạo tại mực 30mb và 50mb. Đại lượng dương là gió tây, đại lượng âm là gió đông. Gió ở mực cao hơn (30mb) chuyển sang hướng đông hoặc hướng tây trước gió mực thấp hơn (50mb). Điều đó cho thấy rằng gió đã lan truyền từ trên xuống phía dưới trong khí quyển. (Climate Diagnostics Bulletin, CPC (1996)) Gió đông có cường độ lớn hơn rất nhiều so với gió tây; thời gian chuyển từ gió đông cực đại sang gió tây cực đại ngắn hơn nhiều so với trường hợp chuyển ngược lai tây sang đông. Chênh lệch giữa tốc độ gió cực đại và cực tiểu trong dao động tựa hai năm nằm trong khoảng 40-50m/s, chu kỳ trung bình là trên 2 năm, đó là chu kỳ khá lớn của cả biên độ và hướng trong dao động tựa hai năm. Một đặc tính nữa của dao động tựa hai năm là gió đông và gió tây lan truyền xuống phía dưới qua khí quyển theo thời gian. Tốc độ lan truyền trung bình của phía dưới khoảng 1km/tháng nhưng trong hai hướng gió thì gió tây lan truyền xuống phía dưới nhanh hơn so với gió đông. Hình 3.22. Mô hình nhiễu động không gian-thời gian phù hợp với dao động nhiệt đới 40-50 ngày. Phần A mô tả thời gian khi áp thấp nhất tại đảo Can Tôn, phần E tương tự như phần A nhưng đối với khí áp cao nhất. Mây cumulus biểu diễn khu vực có cường độ đối lưu tăng cường. Ta thấy có sự lan truyền từ phía tây sang phía đông của những nhiễu động và các vòng hoàn lưu tương ứng Đối với phần lớn các mực, sự chuyển hướng từ gió tây sang gió đông được làm trơn theo thời gian. Tuy nhiên, đối với lớp giữa mực 30 và mực 50mb gió tây có thể ổn định trong một vài tháng. Sự chuyển hướng sang gió đông thường bị trễ. Khi trên mực 50mb biên độ của dao động tựa hai năm không biến đổi mạnh thì ở phía dưới mực này sự giảm
84 biên độ diễn ra rất nhanh. Biến động cực đại giữa sự thịnh hành gió đông và gió tây tại mực 20mb và tốc độ của cả hai gió đông và gió tây giảm theo chiều cao. Đặc tính phụ thuộc vào chiều cao tiếp theo là tại các mực thấp thời gian tồn tại của gió vĩ hướng gió tây kéo dài hơn gió đông, trong khi tại các mực cao quan hệ ngược lại. Đối với một số khu vực miền vĩ độ thấp, các biến khí hậu như lượng mưa và nhiệt độ có sự biến động theo thời gian phù hợp với sự biến động của dao động tựa hai năm (Ogallo, 1979). Chính vì vậy các nhà khí hậu đã quan tâm đến hiện tượng dao động tựa hai năm, và sự liên quan của nó với các dao động quy mô lớn khác, chẳng hạn như với dao động nam và dao động nhiệt đới 40-50 ngày và sử dụng mối quan hệ này trong dự báo khí hậu hạn dài (Jury, McQueen, 1994). Ngoài những nghiên cứu nói trên vai trò của dao động tựa hai năm trong khí hậu nhiệt đới còn chưa hoàn toàn được hiểu rõ. Cần phải có cơ sở để giải thích sự duy trì của nó, đặc biệt là việc đánh giá vai trò của dao động tựa hai năm trong sự biến đổi của các thành phần khác của hoàn lưu nhiệt đới, chẳng hạn như dao động nam (Gray, Schaeffer và Knaff 1992), gió mùa và tần suất của xoáy thuận nhiệt đới (Gray và Knaff 1991). 3.7 DAO ĐỘNG NHIỆT ĐỚI 40-50 NGÀY Dao động nhiệt đới 40-50 ngày hay còn gọi là dao động Madden và Julian (MJO) (1971) là sự biến đổi tần số thấp trong cường độ của gió ở khí quyển tầng cao và sự biến đổi của nhiệt độ tại các mực khác nhau phối hợp với sự biến đổi của khí áp mặt đất. Chu kỳ của những sự biến động này dài nhất vào khoảng 41-53 ngày và có tần số lớn nhất vào khoảng gần 45 ngày. Dao động 40-50 ngày là cơ sở giải thích một số biến động tần suất thấp của hoàn lưu nhiệt đới và sự biến động khí hậu. Trong số các đặc trưng này thì sự di động từ phía tây sang phía đông của dao động 40-50 ngày có ý nghĩa lớn nhất. Sự di động này thể hiện dưới dạng sóng khí quyển, phần lớn có sự phù hợp với sự di chuyển của các ổ đối lưu lớn. Các ổ này di chuyển với tốc độ từ 10-30 m/s từ Ấn Độ Dương sang phía tây Thái Bình Dương và ngang qua Thái Bình Dương tới Nam Mỹ. Những hiệu ứng bề mặt của sự dịch chuyển của các ổ đối lưu sang phía đông có thể thấy rõ ở một số khu vực miền xích đạo phù hợp với biến đổi nhiệt độ và khí áp mặt đất với chu kỳ 40-50 ngày (Hình 3.22). Ngoài những đặc trưng không gian nói trên, dao động 40-50 ngày cũng có những đặc trưng biến đổi theo thời gian đáng lưu ý. Chẳng hạn, sự biến động giữa các mùa và trong năm thể hiện trong bản chất của dao động này. Sự biến động trong mùa, bao gồm cả các dao động 10-20 ngày, 30-50 ngày và một tuần (Ding 1994) là quan trọng nhất vì dao động này có những tác động lớn đối với các giai đoạn tích cực và thụ động (giai đoạn ngừng) của gió mùa Dao động này có sự biến đổi về cường độ: mạnh nhất từ tháng 12 đến tháng 2 và yếu nhất từ tháng 6 đến tháng 8. Dao động này yếu nhất ở miền Tây Thái Bình Dương và mạnh nhất ở Ấn Độ Dương. Những biến động mùa là đáng kể và gây nên sự dịch chuyển theo mùa của trung tâm đối lưu tích cực, phù hợp với sự dịch chuyển của dải hội tụ nhiệt đới (ITCZ) (Madden và Julian 1994). 3.8 EL NINO DAO ĐỘNG NAM (ENSO) VÀ HOÀN LƯU WALKER EL Nino-Dao động nam (ENSO: El Nino Soithern Oscillation) là dị thường quy mô
85 lớn của hệ thống đại dương - khí quyển với nhiễu động lớn trong dòng biển và nhiệt độ mặt nước biển gây nên điều kiện dị thường khí quyển và môi trường trong khu vực xích đạo, trước hết là ở Thái Bình Dương. Bình thường, khu vực xích đạo miền Đông Thái Bình Duơng lạnh hon so với vị trí xích đạo của nó (Hình 3.23), chủ yếu là do tín phong Đông Bắc Bắc Bán Cầu và tín phong Đông Nam Nam Bán Cầu đưa nước biển lạnh từ hai cực tới miền Đông Thái Bình Dương tới sát miền duyên hải Nam Mỹ, trong đó có Chilê và Pêru. Hình 3.23. Những thích ứng cơ bản của Thái Bình Dương và khí quyển đối với hiện tượng El Nino (Trenbert, 1991) Trong thời gian tín phong yếu, mặt biển miền Trung và Đông Thái Bình Dương nóng lên dị thường. Ở duyên hải Nam Mỹ mây nhiều, mưa lớn, nghề cá giảm sản lượng đánh bắt. Trong khi đó ở châu Úc hạn hán nặng nề. Đó là hiện tượng EL Nino, pha ENSO nóng. Trên quy mô toàn cầu trong thời gian này ở miền Đông Thái Bình Dương mặt biển nóng (Hình 3.24) nước trồi đại dương yếu, hình thành áp thấp dị thường, dòng thăng phát triển tạo điều kiện hình thành hệ thống mây tích, gây ra những trận mưa lớn. Trong khi đó ở miền Trung và Tây Thái Bình Dương mặt nước biển lạnh, hình thành áp cao dị thường với dòng giáng hạn chế sự phát triển của đối lưu và mây mưa. Hiện tượng El Nino cũng ảnh hưởng đến quỹ đạo bão: do dòng xiết cận nhiệt mạnh nên quỹ đạo bão có xu hướng lệch về phía hai cực
86 Hình 3.24. Những thích ứng cơ bản của Thái Bình Dương và khí quyển đối với hiện tường La Nina (Trenbert, 1991) Trong thời gian tín phong mạnh, dòng nước lạnh mạnh chẩy từ cực về hai phía xích đạo làm cho miền Đông Thái Bình Dương lạnh dị thường. Xẩy ra hiện tượng ngược lại so với hiện tượng EL Nino, đó là hiện tượng La Nina hay còn gọi là pha lạnh của ENSO. Hiện tượng này gây nên hạn nặng ở Nam Mỹ, mưa lớn, thậm chí lụt lớn ở miền đông châu Úc. Trên quy mô toàn cầu do tín phong mạnh dòng nước lạnh từ miền cực về phía xích đạo mạnh, mặt biển miền Đông Thái Bình Dương lạnh dị thường, nước trồi mạnh, hình thành áp cao dị thường cản trở dòng thăng đối lưu, hạn chế sự hình thành mây tích, thịnh hành mây dạng tầng, ít mưa. Ở miền Tây Thái Bình Dương xẩy ra hiện tượng ngược lại: nhiệt độ mặt nước biển cao, hình thành áp thấp dị thường mây và mưa đối lưu tăng cường. Bão có xu thế di chuyển vĩ hướng do dòng xiết cận nhiệt yếu hơn bình thường. Ngoài hiện tượng nước trồi, trên biển còn có sự thay đổi của lớp tà nhiệt và dòng biển trong khu vực xích đạo. Bình thường tín phong đưa nước từ bờ đông đại dương sang bờ tây đại dương làm cho mực nước ở bờ đông dâng lên cao hơn bờ tây 40cm. Trong thời kỳ El Nino cùng với hiện tượng nước chìm là sự giảm chênh lệch mực biển ở hai miền Đông Tây Thái Bình Dương (từ 40cm chỉ còn 20cm), dòng biển chẩy về phía đông Thái Bình Dương. Trong thời kỳ La Nina cùng với hiện tượng nước trồi đem nước lạnh và chất dinh dưỡng từ dưới sâu lên mặt biển là dòng chẩy hướng về phía xích đạo mạnh làm mực nước biển ở miền Tây Thái Bình Dương dâng lên hơn mực bình thường 10cm. Hiện tượng ENSO liên quan chặt chẽ với hoàn lưu khí quyển theo chiều đông tây ở miền xích đạo. Hoàn lưu này được J. Walker phát hiện năm 1924 nên còn gọi là hoàn lưu Walker trên hình 3.25 mô tả các vòng hoàn lưu Walker tại các vùng khác nhau ở miền xích đạo. Dấu hiệu ENSO thể hiện ở sự dị thường của phân bố nhiệt độ mặt biển và sự dao động khí áp theo chiều đông tây được gọi là dao động nam, để phân biệt với dao động khí áp ở
87 Đông Bắc Đại Tây Dương và Bắc Thái Bình Dương. Chính vì vậy người ta thường lấy hai thông số này làm chỉ tiêu định lượng trong nghiên cứu hiện tượng ENSO. Dao động khí áp này gọi là dao động nam để phân biệt với dao động khí áp khác như dao động ở Bắc Đại Tây Dương và Bắc Thái Bình Dương. Trong dao động nam sự biến đổi dung lượng nhiệt của biển được vận chuyển vào không khí dưới dạng biến đổi của khí áp. Kết quả là xảy ra sự biến đổi trong phân bố của khí áp ngang qua Thái Bình Dương theo chiều đông tây. Hình 3.25. Hoàn lưu vĩ hướng miền xích đạo thuộc Thái Bình Dương, Nam Mỹ, Đại Tây Dương, châu Phi, Ấn Độ Dương và châu Úc Sự biến đổi cường độ của hệ thống hoàn lưu Walker được định lượng hoá bằng chỉ số dao động nam (SOI: Southern Oscillation Index). Chỉ số SOI được tính theo công thức Troup (1965) ΔPT − D − ΔPT − D SOI = 10 x σ( ΔPT − D ) ở đây ΔPT − D - hiệu khí áp mực biển trung bình tháng của hai trạm Tahiti và Darwin, Δ PT − D - giá trị trung bình nhiều năm của ΔPT − D ; σ( ΔPT − D ) - độ lệch chuẩn của ΔPT − D của tháng tính SOI Người ta đã tính SOI cho các năm từ 1876 đến 2000 và từ tháng 1 đến tháng 10 hàng năm (Hình 3.26). Đại lượng SOI âm chỉ khí áp bờ đông Thái Bình Dương nhỏ hơn chuẩn trong hiện tượng El Nino (Hình thành áp thấp dị thường). Đại lượng SOI lớn biểu thị điều kiện La Nina (Hình thành áp cao dị thường). Diễn biến SOI trong các năm từ 1977 đến 1996 cho thấy chu kỳ ENSO là khoảng 4 đến 7 năm, mỗi hiện tượng có thể kéo dài từ 1 đến 2 năm. Hiện tượng El Nino xảy ra trung bình trong khoảng thời gian 60 ngày đủ để có thể cắt ngang qua Thái Bình Dương và làm tăng nhiệt độ mặt nước biển và mây ở miền Đông Thái Bình Dương. Chuỗi số liệu chẩn đoán các thông số khí quyển của Thái Bình Dương và các thông số đại dương như tốc độ gió, bức xạ sóng dài mất đi vào không gian vũ trụ (ORL) và nhiệt độ mặt nước biển (SST) được biểu diễn trên hình 3.27. Trên hình này ta thấy biểu hiện rõ sự khác biệt và xu thế so với giá trị trung bình nhiều năm của các thông số này trong những năm ENSO. Những sự khác biệt và xu thế này có thể được dùng làm cơ sở để phát triển các mô hình dự báo khí hậu hạn dài đối với miền nhiệt đới. Một trong những điều kỳ lạ của ENSO là có những dấu hiệu bất ổn định hệ thống đại dương - khí quyển ở miền Thái Bình Dương dẫn tới sự khởi đầu ENSO. Mặc dù không thể có một cơ chế riêng biệt nào được phát hiện và được coi là cơ chế khởi đầu cho ENSO. Cơ chế khởi đầu có thể
88 là một trong các biến dạng như sự yếu đi sóng Rossby trong đại dương có thể khởi tạo những hiện tượng ban đầu của ENSO. Hình 3.26. Diễn biến của chỉ số dao động nam. Giá trị âm khi áp suất tại trạm Tahiti nhỏ hơn áp suất trạm Darwin trùng hợp với thời gian xảy ra các hiện tượng ENSO (Climate Diagnostics Bullentin, CPC(1996) Mặc dù bản chất đích thực của cơ chế khởi đầu ENSO còn chưa rõ. Trong khi toàn bộ đặc điểm của các hiện tượng ENSO về sự phát triển, thời gian khởi đầu, độ kéo dài và cường độ cũng như những ảnh hưởng khí hậu của ENSO đã sáng tỏ. Ảnh hưởng đó thể hiện dưới dạng các hình thế chuẩn sai mưa và nhiệt độ ổn định trong mỗi đợt ENSO. Hiện tượng ENSO năm 1983 là một ví dụ. Tổng lượng mưa lớn hơn trung bình ở Bắc Bán Cầu vào các tháng có ENSO dọc theo bờ tây của miền nhiệt đới Nam Mỹ, Miền Nam Brazin và miền Trung Argentina cũng như ở các vĩ độ cận nhiệt của Bắc Mỹ. Những điều kiện chuẩn sai ẩm dương này dẫn tới lũ lụt tăng cường, sói mòn và lở đất, tất cả các hiện tượng này có tác hại lớn đối với sản xuất nông nghiệp, hệ thống giao thông và đối với cuộc sống con người. Hiện tượng ENSO không những chỉ gây ảnh hưởng đến sự biến đổi thời tiết ở miền xích đạo Thái Bình Dương, những dấu hiệu của hiện tượng này còn thấy ở Ấn Độ, châu Phi, châu Nam Cực và Bắc Mỹ.
89 Hình 3.27. Chuỗi thời gian đã được làm trơn của các biến khí quyển - đại duơng dự báo đối với miền xích đạo Thái Bình Dương, (a) Khí áp Darwin và Tahiti (b) Độ lệch chuẩn, Tốc độ gió trung bình vĩ huớng o o o o trên vùng 5 N-5 S, 175 W- 140 W (c) Bức xạ sóng dài mất đi tính trung bình cho khu vực (d) Nhiệt o o o o độ trung bình mặt biển tính trung bình cho khu vực 0 S-10 S, 90 W- 80 W. Chuẩn sai tương ứng với thời kỳ 1951-1980 đối với (a), 1979-1995 đối với (b), (c), (d) Kết quả nghiên cứu gần đây cho thấy sự khởi đầu của của hiện tượng ENSO có thể do ba nguyên nhân: chu trình khí hậu hay dao động đại dương-khí quyển, động đất dưới nước ở miền Đông Thái Bình Dương và dao động của hoạt động Mặt Trời. Trong ba nguyên nhân kể trên thì hai nguyên nhân sau ít liên quan với hiện tượng ENSO, nguyên nhân chủ yếu vẫn là sự dao động phức tạp trong động lực của hệ thống đại dương-khí quyển. Trenberth nghiên cứu mối liên quan giữa sự phát xạ CO2 với hiện tượng ENSO cho thấy trong 20 năm gần đây khi lượng khí CO2 tăng lên, khí quyển và đại dương nóng lên, hiện tượng El Nino xuất hiện với tần suất cao hơn và kéo dài hơn so với hiện tượng La Nina Theo Tổ chức Khí tượng thế giới (WMO) kể từ năm 1970 có ba thập kỷ mỗi thập kỷ xẩy ra 5 lần El Nino: 1972-1973, 1982-1983, 1986-1988, 1991-1995 và 1997-1998. Trong đó El Nino 1997-1998 có cường độ lớn nhất và El Nino 1991-1995 kéo dài nhất thế kỷ 20. Trong 7 thập kỷ trước đó cũng chỉ xẩy ra 5 hiện tượng El Nino vào các năm: 1899-1900, 1904-1905, 1913-1915, 1925-1926 và 1940-1941.
90 Chương 4 ÁP THẤP NHIỆT ĐỚI VÀ BÃO ĐỊNH NGHĨA VÀ PHÂN LOẠI VÀ HOẠT ĐỘNG CỦA BÃO Ở 4.1 TÂY BẮC THÁI BÌNH DƯƠNG Trước hết nói về từ bão được dùng trong giáo trình này. Như ta đã thấy trong phần cơ sở, xoáy thuận chia làm hai loại về vị trí địa lý cũng như cấu trúc front, khối khí, đó là xoáy thuận ngoại nhiệt đới hay còn gọi là xoáy thuận front và xoáy thuận nhiệt đới, xoáy thuận nhiệt đới là xoáy thuận cấu tạo bởi khối khí nóng ẩm và không có front. Thuật ngữ xoáy thuận nhiệt đới (tropical cyclone) khác với từ bão nhiệt đới (tropical storm) và áp thấp nhiệt đới (tropical depression) được phân loại theo tốc độ gió cực đại ở vùng trung tâm như ta sẽ thấy từ định nghĩa dưới đây. Để thuận tiện trong trình bày và in ấn từ nay về sau chúng tôi dùng từ bão và khi cần sẽ phân biệt với trường hợp áp thấp nhiệt đới và bão mạnh (typhoon). Theo Atkinson (1971): “Bão là xoáy thuận quy mô synôp không có front, phát triển trên miền biển nhiệt đới hay cận nhiệt đới ở mực bất kỳ và có hoàn lưu xác định”. Bão là hệ thống khí áp thấp có đường đẳng áp khép kín gần tròn với gradient khí áp ngang và tốc độ gió rất lớn. Trong nghiệp vụ dự báo, người ta phân biệt áp thấp nhiệt đới khi tốc độ gió cực đại ở trung tâm nhỏ hơn 17,2m/s và bão khi tốc độ gió cực đại ở trung tâm bằng và lớn hơn 17,2m/s. Bão được gọi bằng nhiều tên khác nhau tuỳ theo từng khu vực hình thành bão trên Trái Đất. Bão có tên Hylạp là “Typhoon”, tên Arập là “Tufans”, tên Trung Quốc “Taifung” gần giống các từ Hylạp và Arập. Ở Tây Thái Bình Dương và Biển Đông gọi là Typhoons. Miền biển Caribei gọi là Hurricane. Miền Úc châu gọi là Vilivili. Ban đầu bão là một vùng áp thấp với dòng khí xoáy vào tâm vùng áp thấp ngược chiều kim đồng hồ ở Bắc Bán Cầu. Trong những điều kiện thuận lợi vùng áp thấp này có thể khơi sâu thêm, gió vùng trung tâm mạnh lên trở thành áp thấp nhiệt đới và sau đó là bão. Trong giai đoạn phát triển ổn định có thể thấy mắt bão, khu vực đường kính 30-40km với khí áp thấp nhất, lặng gió hay gió yếu. Do trong mắt bão có dòng giáng nên nhiệt độ ở đây cao hơn xung quanh, ít mây hay quang mây. Trên ảnh mây vệ tinh, màn mây trong bão trong giai đoạn đầu là sự tập trung của các đám mây tích và vũ tích lớn, sau một thời gian có thể các tập hợp mây tích này có thể tạo thành dải mây có dạng xoáy về phía trung tâm. Trong giai đoạn thuần thục mắt mới xuất hiện dưới dạng một hay hai chấm đen ở trung tâm bão. Theo tốc độ gió mạnh nhất ở vùng gần trung tâm xoáy thuận nhiệt đới, tổ chức khí tượng thế giới (WMO: World Meteorological Organization) quy định phân loại xoáy thuận nhiệt đới thành: 1/ Áp thấp nhiệt đới (Tropical depression): Là xoáy thuận nhiệt đới với hoàn lưu mặt
91 đất giới hạn bởi một hay một số đường đẳng áp khép kín và tốc độ gió lớn nhất ở gần vùng trung tâm từ 10,8-17,2m/s (cấp 6 - cấp 7). 2/ Bão nhiệt đới (Tropical storm): Là xoáy thuận nhiệt đới với các đường đẳng áp khép kín và tốc độ gió lớn nhất ở vùng gần trung tâm từ 17,2 đến 24,4m/s (cấp 8 - cấp 9). 3/ Bão mạnh (Severe Tropical Storm): Là xoáy thuận nhiệt đới với tốc độ gió lớn nhất vùng gần trung tâm từ 24,5-32,6m/s (cấp 10 - cấp 11). 4/ Bão rất mạnh (Typhoon/Hurricane): Là xoáy thuận nhiệt đới với tốc độ gió lớn nhất vùng gần trung tâm từ 32,7m/s trở lên (trên cấp 11). Trên hình 4.1 là một cơn bão nhiệt đới theo phân loại trên và ba cơn bão rất mạnh tại các điểm ABCD trên ảnh của vệ tinh ESSA 9 chụp miền Tây Bắc Thái Bình Dương ngày 13/7/1972. Hệ thống mây của các cơn bão này có dạng gần tròn, khác với của chuỗi xoáy thuận front có dạng sóng, kéo dài theo hướng tây nam-đông bắc ở phía trên tại vĩ tuyến 30oN. Hình 4.1. Bão Susan (A) và các cơn bão rất mạnh (typhoon) Rita (B), Phyllis (C), Tess (D) trong các giai đoạn phát triển khác nhau. Trên ảnh của vệ tinh ESSA 9 chụp miền Tây Bắc Thái Bình Dương ngày 13/7/1972. Chuỗi xoáy thuận ngoại nhiệt đới (EF) và (GH) phát triển ở ngoài vĩ độ 30oN Tốc độ gió mạnh nhất ổn định trong bão thường lấy trung bình trong 2-10 phút tuỳ quốc gia (Việt Nam lấy tốc độ gió mạnh nhất trung bình trong 2 phút, tốc độ gió giật lấy trung bình trong 2 giây). Rõ ràng là thời đoạn lấy gió cực đại càng ngắn khả năng đạt tốc độ gió với giá trị cao càng lớn. Chính vì thế thông tin bão truyền từ các trung tâm dự báo thời tiết về thời điểm chuyển từ áp thấp nhiệt đới sang bão, tốc độ gió lớn nhất trong bão cũng khác nhau. Điều đó dẫn đến kết quả xác định tần số bão cũng khác nhau. 4.2 TẦN SUẤT BÃO Ở MIỀN TÂY BẮC THÁI BÌNH DƯƠNG VÀ BIỂN ĐÔNG Tính trung bình cho toàn cầu hàng năm có 80 cơn bão. Trên 50% số cơn bão toàn cầu xuất hiện ở Bắc Thái Bình Dương (trong đó 38% ở Tây Thái Bình Dương và 17% ở Đông
92 Bắc Thái Bình Dương). Số bão ở Bắc Bán Cầu chiếm 73% số bão toàn cầu, phần còn lại của số lượng bão toàn cầu xuất hiện ở Nam Bán Cầu. Ở Nam Bán Cầu cực đại bão vào tháng 1, ở Bắc Bán Cầu vào tháng 8 và tháng 10 (Neuman, 1990). Hình 4.2. Quỹ đạo bão (với Vmax> 17m/s) thời kỳ 1979-1988 (Neuman,1990) Mức độ dầy đặc của quỹ đạo các cơn bão trên hình 4.2 ở Đông Bán Cầu cũng cho ta thấy hình ảnh phân bố tần số bão ở đây thời kỳ 1979-1988. Mặt khác, ta thấy trên 50% số bão có quỹ đạo hình parabol nằm ngang hướng đỉnh về phía tây, ở Bắc Bán Cầu theo chiều kim đồng hồ còn ở Nam Bán Cầu ngược chiều kim đồng hồ. Một nửa còn lại có chuyển động hướng cực và các chuyển động dạng bất thường, có khi thắt nút nhiều lần. Trên miền Bắc Thái Bình Dương quỹ đạo bão có độ dày đặc rất lớn so với các khu vực khác trên Trái đất. Điều đó cũng thể hiện trên bản đồ tần suất bão trong 100 năm (hình 4.2). Ở đây ta có thể thấy hai trung tâm hoạt động của bão: một ở phía tây và một ở phía đông Thái Bình Dương. Trung tâm bão phía đông có tần số cực đại tới 303 cơn bão trong vòng 100 năm trong dải từ 5-20oN và tập trung vào khu vực sát bờ tây Trung Mỹ. Trung tâm hoạt động bão phía tây có tần suất cực đại nhỏ hơn so với trung tâm hoạt động bão phía đông (230 cơn) nhưng mở rất rộng theo hướng kinh tuyến. Nhiều cơn bão di chuyển từ vĩ độ 10-15oN tới vĩ độ 50oN và tại đó không khí lạnh tràn vào xoáy thuận trước kia là bão, hệ thống front hình thành, bão trở thành xoáy thuận ngoại nhiệt đới. Như trường hợp cơn bão TIP ở miền Tây Thái Bình Dương từ 5-20/10/1979 (Hình 4.14).
93 Hình 4.3. Tần số bão trong 100 năm trong vòng 140km từ mỗi điểm. Dấu tam giác đậmchỉ tần số cực đại. Thời kỳ lấy số liệu được ghi trong hình chữ nhật (Neuman, 1990) Miền Tây Bắc Thái Bình Dương là nơi duy nhất có thể có bão vào tháng bất kỳ trong năm (hình 4.3). Có một hay hơn một cơn bão hình thành trong một tháng từ tháng 3 đến tháng 12 và 70% bão trong thời kỳ 4 tháng từ tháng 7 đến tháng 10. Khoảng 2/3 số bão đạt tới cường độ bão mạnh (typhoon). Phân bố theo mùa của tổng số áp thấp nhiệt đới và bão nói chung tương tự với phân bố của bão mạnh. Hơn 80% bão đạt tới trạng thái áp thấp và sau đó tăng cường thành bão mạnh. Hình 4.4. Phân bố theo mùa của tần số xoáy thuận nhiệt đới đối với miền Tây Bắc Thái Bình Dương. Đường trên là giới hạn số áp thấp nhiệt đới và bão nói chung có cường độ nhỏ nhất và đường dưới là giới hạn số xoáy thuận nhiệt đới có cường độ nhỏ nhất đối với bão mạnh (Neuman,1990) Số bão hình thành ở Biển Đông được đưa vào thống kê số bão của miền Tây Bắc Thái Bình Dương. Trong năm bão có hai tần suất cực tiểu: một cực tiểu vào tháng 1 và cực tiểu thứ hai là vào tháng 5 liên quan với sự di chuyển của rãnh xích đạo. Năm nào tần suất hoạt động của dải hội tụ nhiệt đới nhỏ, thì năm đó ít bão, chẳng hạn như năm 2004. Thời kỳ có điều kiện thuận lợi cho sự hình thành bão là từ giữa tháng 7 đến giữa tháng 12 và thuận lợi nhất là vào tháng 9, tháng có tần suất bão lớn nhất. Bảng số cơn bão và áp thấp nhiệt đới trung bình hàng năm (trong hai thời kỳ (1928- 1944) (1947-1980) (Neuman,1990)) là 12 cơn phân chia theo các tháng như sau: Tháng 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 Tổng Trung 0.01 0.02 0.06 0.16 0.57 0.76 1.83 2.13 2.43 1.78 1.45 0.66 12 bình Khoảng 50% tổng số bão Biển Đông là từ miền Tây Thái Bình Dương, số còn lại hình thành tại Biển Đông. Năm nhiều bão là 13 cơn, năm ít là 2 cơn. Bão ảnh hưởng đến Việt Nam từ tháng 6 đến tháng 12. Tháng 9 nhiều bão ảnh hưởng hơn cả, khoảng 2 cơn trong một tháng, tháng 5 và tháng 12, 5 đến 7 năm mới có một cơn bão, tháng 4 từ 10-15 năm bão mới xuất hiện một lần, tháng 1, 2 và 3 rất hiếm có bão. Bão xuất hiện sớm ở Bắc Bộ và về phía nam bão xuất hiện càng muộn hơn. Đường đi
94 của bão dịch xuống phía nam cùng với dải hội tụ nhiệt đới (ITCZ) và dòng dẫn đường ở rìa phía nam của cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình Dương như minh hoạ bằng các quỹ đạo trung bình của bão trên hình 4.5. Từ hình 4.5 ta thấy quỹ đạo ở vị trí nam nhất là vào tháng 5 với tần suất bão rất nhỏ vào thời điểm bắt đầu mùa gió mùa tây nam và hoạt động của dải hội tụ nhiệt đới. Trên hình 4.5 mô tả vị trí trung bình của dải hội tụ nhiệt đới. Quỹ đạo trung bình của bão và dải hội tụ nhiệt đới đều liên quan với dòng khí tín phong phía nam và cực tây của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương nên hai đường này có xu thế trùng nhau, nhất là vào tháng 9 khi bão có tần suất cực đại. Hình 4.5. Quỹ đạo bão trung bình nhiều năm ở Biển Đông và ven biển Việt Nam và vị trí trung bình của dải hội tụ nhiệt đới (Alats khí tượng thuỷ văn Việt Nam, 1994) 4.3 ĐẶC TRƯNG CƠ BẢN CỦA BÃO Trong không gian ba chiều, bão là một cột xoáy khổng lồ với bán kính có thể vượt quá 500 km như mô phỏng trên hình 4.6 (trái). Tính trung bình ở mặt đất từ 0-3km không khí nóng ẩm từ xung quanh được dòng khí vận chuyển ngược chiều kim đồng hồ (ở Bắc Bán Cầu) và hội tụ vào khu vực trung tâm. Từ mực 3-7km không khí được cuốn vào cột xoáy và bốc mạnh lên cao xung quanh mắt bão. Trong mắt bão hình thành dòng giáng bù lại cho phần không khí cuốn theo dòng thăng xung quanh mắt bão. Phía trên 7 km dòng khí toả ra từ tâm bão, thuận chiều kim đồng hồ, theo hoàn lưu của xoáy nghịch ở độ cao này để giải toả khối lượng không khí hội tụ ở mực thấp, duy trì áp thấp trong bão. Bão có trường nhiệt, trường áp, trường chuyển động và trường mây khác nhiều so với xoáy thuận ngoại nhiệt đới.
95 Hình 4.6. Dòng khí hội tụ vào tâm ngược chiều kim đồng hồ, xoáy và bốc lên cao, ở phía trên dòng khí toả ra theo hoàn lưu xoáy nghịch trong bão, mô phỏng trong không gian ba chiều (trái). Hệ thống đường đẳng áp khép kín gần tròn của bão và hệ thống gió xoáy hội tụ vào tâm ở mặt đất (phải) 4.3.1 Trường nhiệt áp Do chuyển động giáng, nhiệt độ không khí trong mắt bão lớn hơn rõ rệt so với khu vực xung quanh. Theo chiều cao đặc điểm này càng thể hiện rõ. Trên hình 4.7 các mặt đẳng nhiệt theo chiều cao càng có dạng vồng lên. Kết quả tính toán mới đây của K. Smith (2005) cho thấy phần sát đất của bão có nhiệt độ thấp hơn xung quanh. Phía trên mực này mới là lõi nóng trong mắt bão. Hệ quả của lõi nóng này là sự dãn ra và vồng lên theo chiều cao của mặt đẳng áp trong khu vực trung tâm và cả khu vực mắt bão (được biểu diễn bằng đường liền trên hình 4.7) ở khu vực trung tâm bão do bậc khí áp ở khu nóng lớn hơn khu vực xung quanh. Chính vì vậy, nếu ở mặt đất mặt đẳng áp trong bão có dạng phễu rất sâu thì theo chiều cao mặt đẳng áp giảm độ nghiêng của nó. Bão có các dòng khí nóng ẩm bốc lên cao rất mạnh xung quanh thành mắt bão. Hoàn lưu này vận chuyển năng lượng nhiệt, ngưng kết thành thế năng và từ thế năng này thành động năng. Quá trình ngưng kết này thể hiện ở dải mây mưa xoáy vào tâm xung quanh thành mắt bão. Theo Richl (1985), chỉ có 3% toàn bộ nhiệt ngưng kết là biến thành động năng, phần lớn lượng nhiệt này chuyển thành thế năng và toả ra ngoài theo dòng thổi ra từ tâm bão.
96 Hình 4.7. Sơ đồ mặt cắt tổng hợp qua một cơn bão. Đường liền nét là các mặt đẳng áp cơ bản từ 1000 mb đến 100mb. Đường đứt là đường đẳng nhiệt. Đường cong đậm nét phân chia khu vực nhiệt độ tăng đáng kể xung quanh lõi bão. Đường đứt gần thẳng đứng phân chia khu vực dòng thăng và dòng giáng. Mũi tên chỉ các dòng khí hội tụ ở mặt đất, thăng rất mạnh ở rìa mắt bão và toả ra ở trên cao tạo hệ thống mây tích nhiều tầng (Palmen,1948) Trong mắt bão, nhất là ở tầng sát đất, gradien ngang của nhiệt độ nhỏ nhất. Ngoài thành mắt bão, do mưa nhiệt độ hạ thấp dưới nhiệt độ trung bình nhiều năm (trung bình tại địa phương). Nguồn nhiệt chính là mặt biển miền nhiệt đới với nhiệt độ cao trong khu vực hình thành bão, ít nhất là từ 26oC trở lên. Lượng nhiệt và độ ẩm ở mặt đất liên tục được cuộn vào phần dưới bão, bù lại nhiệt do không khí bốc lên cao lạnh đi, nên ở lớp gần mặt đất nhiệt độ ít biến đổi theo chiều cao và đường tầng kết có dạng gần đẳng nhiệt. Khi bão di chuyển khỏi nguồn nhiệt của nó hay đi vào miền vĩ độ trung bình có nhiệt độ thấp, dòng nhiệt đi vào ở mặt đất sẽ ngưng lại, không khí lớp sát đất bị lạnh đoạn nhiệt do bốc lên cao và dãn nở làm giảm nguồn năng lượng của bão. Sự lạnh đi của lớp không khí sát đất là nguyên nhân làm suy yếu bão, dòng thăng cưỡng bức của không khí lạnh làm tan lõi nóng trong bão. Ngược lại khi bão di chuyển tới vùng biển nóng hơn, bão sẽ mạnh lên. Ở mặt đất, khác với dạng ôvan của các đường đẳng áp trong xoáy thuận ngoại nhiệt đới, trong bão, các đường đẳng áp khép kín có dạng tròn gần như đồng tâm. Khí áp ở vùng trung tâm có thể đạt tới giá trị cực tiểu trên Trái Đất là 850 mb. Đường đẳng áp ngoài cùng thường xấp xỉ hay dưới 1000 mb. Chính vì vậy gần mặt đất, mặt đẳng áp trong bão rất dốc, có dạng phễu như trên hình 4.13. Gradien khí áp Hình 4.8. ngang có thể tới 20mb/ 100km, lớn gấp 10 lần so với Phân bố khí áp trong bão và trong xoáy thuận ngoại nhiệt đới gradien khí áp ngang trong xoáy thuận ngoại nhiệt đới. Trên (Riehl,1985) hình 4.8 là phân bố thẳng đứng của hiệu sai khí áp so với