65
trưng cho tín phong là dòng giáng quy mô synôp với tốc độ khoảng -0,3m/s trên phạm vi
khống chế của cao áp cận nhiệt. Thời tiết đặc trưng cho khu vực tín phong là thời tiết tốt,
đôi khi có thể cho thời tiết khô nóng do dòng giáng nói trên. Trong khu vực này có thể có
những đám mây tích nhỏ riêng lẻ, chiếm khoảng ba phần mười bầu trời hoặc có thể xuất
hiện mây tích do địa hình.
Trên hình 3.1 biểu diễn các lớp nhiệt ẩm tín phong. So sánh đường tầng kết nhiệt có
thể phân chia thành bốn lớp từ dưới lên trên: 1) Lớp đồng nhất từ mặt đất đến độ cao
khoảng 600m; 2) Lớp ổn định có gradien nhiệt độ nhỏ hơn gradien đoạn nhiệt khô. Chính
lớp ổn định này là nguyên nhân tạo nên một lớp trời quang giữa các đám mây; 3) Lớp mây
là lớp bất ổn định; 4) Lớp nghịch nhiệt phía trên đỉnh mây với nhiệt độ tăng theo chiều cao.
Hình 3.1.
Cấu trúc của lớp biên tín phong trên biển xác định bởi thám trắc bằng máy bay. Lớp biên
bao gồm lớp đồng nhất, lớp ổn định và lớp mây. Thám trắc được tiến hành trong khu vực
trời quang vào ngày chân mây nằm ở độ cao 900mb (Simpson, 1973)
Giữa giới hạn trên của lớp siêu đoạn nhiệt đến khoảng 600m, không khí xáo trộn bởi
trạng thái nhiệt chưa bão hoà và bởi lực cơ học do độ đứt gió thẳng đứng lớn trong lớp ma
sát. Theo chiều cao phân bố độ ẩm được biểu diễn bằng đường ở rìa bên phải hình 3.1. Độ
ẩm được đặc trưng bởi tỷ số hỗn hợp S g/kg, gần tương đương với độ ẩm riêng q g/kg. Ta
thấy lớp ẩm nhất là lớp đồng nhất với S = 13 g/kg, trong lớp ổn định độ ẩm giảm dần theo
chiều cao tới 8 g/kg, trong mây độ ẩm tăng theo chiều cao tới 9 g/kg ở đỉnh mây, phía trên
đỉnh mây độ ẩm giảm nhanh tới 3 g/kg ở phía trên lớp nghịch nhiệt.
Độ dầy của các lớp mây miền nhiệt đới thường biến đổi lớn, tăng lên khi có các nhiễu
động đi qua, sau đó lại giảm. Nhìn chung độ dầy của lớp mây càng tăng khi tiến gần tới
xích đạo, nơi có nhánh dòng thăng của vòng hoàn lưu Hadlley.
66
3.1.2.2. Nghịch nhiệt tín phong
Nghịch nhiệt trong đới tín phong trước hết là do chuyển động giáng gây hiệu ứng nén,
tạo nghịch nhiệt nén trong cao áp. Nguyên nhân thứ hai là do hoàn lưu của xoáy nghịch ở
phần phía đông áp cao dòng khí mặt đất đi từ miền ôn đới lạnh hơn tới phía dưới không khí
nhiệt đới nóng hơn. Chính vì vậy phía đông áp cao nghịch nhiệt nằm rất thấp như minh hoạ
ở phần bên phải của hình 3.2.
Hình 3.2.
Mặt cắt thẳng đứng theo hướng đông bắc - tây nam (trên hình là từ phải sang trái từ điểm ban đầu
quỹ đạo tương ứng với 0 km tới 2500 km cuối quỹ đạo hạt khí) cắt qua nghịch nhiệt tín phong và
lớp mây dưới lớp nghịch nhiệt. Đường có mũi tên là quỹ đạo hạt khí. Đường liền ghi số là đường
đẳng nhiệt độ thế vị. Phía phải hình là profile thẳng đứng của gió (m/s) ở khu vực đầu quỹ đạo.
Phía trái hình là profile thẳng đứng của gió (m/s) ở khu vực cuối quỹ đạo (Simson, 1973)
Ngược lại, ở phần tây áp cao tín phong đông nam lại đưa không khí nóng ở phía nam
lên phía bắc làm giảm yếu và nâng cao lớp nghịch nhiệt (như minh hoạ ở phần trái hình
3.2). Chính vì vậy nghịch nhiệt tín phong ngăn chặn mây tích ở độ cao rất thấp ở phía đông
áp cao, còn ở phần tây áp cao mây tích có thể phát triển ở độ cao lớn hơn. Nghịch nhiệt tín
phong cũng chứng minh hiện tượng lớp xáo trộn phối hợp cùng với sự mất nhiệt do phát xạ
sóng dài trong lớp không khí ẩm lớn hơn trong lớp không khí khô phía trên. Do đó phía
dưới tạo thành một lớp chắn ổn định phía trên lớp xáo trộn. Lớp nghịch nhiệt ngăn chặn
chính là giới hạn phát triển của các đám mây tích trong tín phong. Trên hình 3.1 chỉ rõ
nghịch nhiệt tín phong nằm ở độ cao khoảng 2400m; phía trên đó là lớp ổn định có gradien
thẳng đứng của nhiệt độ nhỏ hơn gradient đoạn nhiệt ẩm. Theo chiều cao không khí trở nên
khô rất nhanh trong suốt lớp nghịch nhiệt. Nghịch nhiệt có độ dầy chừng vài trăm mét, bên
trên đó gradien nhiệt độ thẳng đứng lớn hơn gradien đoạn nhiệt khô một ít. Điều đó là do
sự phối hợp của các quá trình bức xạ, chuyển động giáng trong cao áp và trao đổi nhiệt
theo chiều thẳng đứng. Độ dầy của lớp ẩm trong tín phong lớn dần từ đầu dòng ở phía
đông bắc sang phía tây nam theo quỹ đạo hạt khí (đường có mũi tên trên hình 3.2). Các lớp
mây tích cũng dầy thêm khi tới gần dải áp thấp gần xích đạo.
Từ các profile tốc độ gió ta thấy ở đầu quĩ đạo tốc độ gió tăng chậm theo chiều cao; ở
cuối quĩ đạo trong lớp gradien tốc độ gió tăng theo chiều cao và đạt cực đại tại mực
khoảng 1km sau đó giảm mạnh. Các lớp mây tích tăng độ cao về phía xích đạo nhưng cũng
67
bị lớp nghịch nhiệt chặn, chỉ một số đám mây có dòng thăng mạnh mới xuyên qua lớp
nghịch nhiệt, và phát triển đạt mực băng kết cho mưa rào.
Từ chương 1 khi nói về vận chuyển ẩm ta đã chỉ rõ một hướng vận chuyển ẩm từ miền
cận nhiệt đới nắng nóng và bốc hơi cực đại từ mặt biển. Chính tín phong đóng vai trò vận
chuyển lượng hơi ẩm này về phía xích đạo tới dải hội tụ nhiệt đới nơi đối lưu mây tích phát
triển mạnh ở phần xích đạo của vòng hoàn lưu Hadley. Ở đây mây tích tín phong đóng một
vai trò rất lớn trong động lực học đối lưu.
Ngoài quá trình làm ẩm, các lớp mây tích còn đóng vai trò lớn trong việc làm nóng lớp
biên. Phía trên lớp nghịch nhiệt dòng khí ở trạng thái đoạn nhiệt ẩm. Trong lớp mây quá
trình nóng lên là do kết quả quá trình nén phối hợp giữa mây tích thăng lên và sự xáo trộn
theo chiều thẳng đứng của không khí với các phần tử mây đang tan đi. Phần lớn năng
lượng được thu nhận do tiềm nhiệt ngưng kết hơi nước.
3.2 DẢI HỘI TỤ NHIỆT ĐỚI
3.2.1 Định nghĩa, cấu trúc
Dải hội tụ nhiệt đới (The Intertropical Convergence Zone-viết tắt là ITCZ hay ICZ) là
một khâu quan trọng trong hoàn lưu chung miền nhiệt đới. Dải hội tụ nhiệt đới đóng vai trò
của một cơ chế vận chuyển mômen, nhiệt và ẩm của nhánh dòng thăng trong vòng hoàn
lưu Hadley nhiệt đới.
Dải hội tụ nhiệt đới là một trong các hệ thống thời tiết có thể cho lượng mưa rất
lớn đến trên diện rộng ở miền nhiệt đới, đặc biệt là khi hoạt động của dải hội tụ nhiệt
đới kết hợp với các hình thế thời tiết khác như front lạnh, bão có thể hình thành trên
dải hội tụ nhiệt đới. Định nghĩa và ba mô hình dải hội tụ nhiệt đới đã được Khromov
(1957) đưa ra cùng với nhiều khái niệm cơ bản về hoàn lưu nhiệt đới như tín phong,
gió mùa, đới gió tây xích đạo.
Theo ông: "Dải hội tụ nhiệt đới là dải thời tiết xấu, hình thành bởi sự hội tụ của tín
phong hai bán cầu, của tín phong một bán cầu với tín phong bán cầu kia vượt xích
đạo và chuyển hướng và tín phong mỗi bán cầu với đới gió tây xích đạo mở rộng".
S.P Khromov cũng đề xuất ba mô hình của dải hội tụ nhiệt đới (hình 3.3).
68
Hình 3.3.
Ba mô hình của dải hội tụ nhiệt đới : Gần sát xích đạo (Loại 1); cách xa xích đạo do tín phong một bán cầu
vượt xích đạo chuyển hướng thành gió mùa hội tụ và hội tụ với tín phong bán cầu kia (Loại 2); Tín phong hai
bán cầu hội tụ với đới gió tây xích đạo mở rộng (Loại 3) Khromov (1957)
Mô hình loại 1 thường xẩy ra ở Đại Tây Dương khi tín phong hai bán cầu gặp nhau ở
gần xích đạo. Loại dải hội tụ gió này có tần suất cao đến mức tồn tại ngay trên bản đồ gió
trung bình toàn cầu ở miền xích đạo Đại Tây Dương. Trên ảnh mây vệ tinh loại dải hội tụ
nhiệt đới này có dạng như trên hình 3.4. Trong dải hội tụ nhiệt đới là dải mây tích và
mây vũ tích tạo thành dải có mật độ không đều. Chiều rộng của dải mây chừng 200 -
300m, chiều dài rất lớn, có trường hợp gần như bao quanh Trái Đất.
Loại dải hội tụ nhiệt đới thứ hai hình thành do sự hội tụ của tín phong Bắc Bán
Cầu, chẳng hạn, với tín phong Nam Bán Cầu sau khi vượt qua xích đạo, chuyển hướng
thành gió tây nam và hội tụ với tín phong đông bắc ở Bắc Bán Cầu trên dải hội tụ nhiệt
đới.
Hình 3.4.
Dải hội tụ nhiệt đới gần xích đạo (AWS Technical Report 215)
Đặc điểm của loại dải hội tụ nhiệt đới này là nằm cách xa xích đạo, với khoảng cách
này lực Coriolis đủ lớn để tạo các xoáy xoáy thuận thể hiện qua các xoáy mây trên ảnh
mây vệ tinh như trên hình 3.5. Dải hội tụ nhiệt đới loại 2 đặc trưng cho dải hội tụ nhiệt
đới ở Đông Nam Á và Biển Đông. Những xoáy thuận trên dải hội tụ nhiệt đới là nhiễu
động ban đầu cho sự hình thành của bão ở Biển Đông như ta sẽ thấy trong chương 4.
69
Hình 3.5.
Dải hội tụ nhiệt đới nằm cách xa xích đạo với các chuỗi xoáy, kết quả của sự hội tụ giữa tín
phong Nam Bán Cầu vượt xích đạo chuyển hướng thành gió mùa tây nam với tín phong đông
bắc Bắc Bán Cầu. (AWS Technical Report 215)
Loại dải hội tụ nhiệt đới thứ ba là dải hội tụ kép với dải hội tụ chính ở Bắc Bán Cầu
và dải hội tụ phụ ở Nam Bán Cầu với cường độ phát triển không lớn bằng dải hội tụ ở
phía bắc nó như biểu diễn trên ảnh mây vệ tinh (Hình 3.6). Loại dải hội tụ nhiệt đới này
ít thấy hơn so với hai loại trên và chỉ xẩy ra ở nơi đới gió tây xích đạo biểu hiện rõ.
Hình 3.6.
Dải hội tụ nhiệt đới kép ở hai bên xích đạo do tín phong hai bán cầu hội tụ với đới gió tây xích
đạo mở rộng. Dải hội tụ nhiệt đới ở Nam Bán Cầu ít biểu hiện rõ (AWS Technical Report 215)
Dải hội tụ nhiệt đới kép thực tế hình thành theo trình tự: đầu tiên dải mây Bắc Bán
Cầu hình thành kéo dài 4-7 độ kinh, sau đó dải hội tụ nhiệt đới mới hình thành ở Nam Bán
Cầu. Sự hình thành dải hội tụ kép có thể xẩy ra ở một số khu vực. Đó là do sự hội tụ của
đới gió tây xích đạo mở với tín phong mỗi bán cầu như mô hình 3 của Khromov (hình 3.3).
Dải hội tụ nhiệt đới xảy ra với tần suất cao nên hình thế này có thể phát hiện trên
trường gió và trường áp trung bình vào hai tháng điển hình cho mùa đông (tháng 1) và
mùa hè (tháng 7) ở Nam Á và Đông Nam Á.
Tháng 1 dòng khí mực gradien (tương ứng với độ cao 600m), từ Bắc Bán Cầu vượt
qua xích đạo về phía Nam Bán Cầu và chuyển sang hướng tây bắc hội tụ với tín phong
hướng đông Nam Bán Cầu (phần trên bên trái hình 3.7). Dải hội tụ được biểu diễn bằng