Xem mẫu
- 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, đớ i 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
- 70
đường kép nằm trên trục áp thấp ở khoảng 5oS trên trường áp mặt đất (Phần trên bên phải
hình 3.7).
Mùa hè (tháng 7) ta thấy rõ dòng khí từ áp cao cận nhiệt Nam Bán Cầu vượt xích
đạo và chuyển hướng vượt lên rất xa về phía lục địa Đông Nam Á hội và tụ với tín phong
hướng đông, đông nam trên dải hội tụ nhiệt đới ở phần Tây Bắc Thái Bình Dương (Phần
dưới bên trái hình 3.7). Một điều đặc biệt là dải hội tụ (đường kép) nằm trên trục rãnh gió
mùa và kéo dài sang phía đông nằm dọc theo rìa phía nam của áp cao cận nhiệt Tây Thái
Bình Dương.
Hình 3.7.
Dòng khí tại mực gradient và trường áp, dải hội tụ nhiệt đới (đường kép) tháng 1 (Phần
trên hình), tháng 7 (Phần dưới hình) (AWS, 1979)
3.2.2 Sự dịch chuyển trong từng đợt và theo mùa của dải hội tụ nhiệt đới
Do là nơi hội tụ của hai đới gió nên dải hội tụ nhiệt đới trong từng đợt di chuyển
theo hướng của đới gió tây nam "chủ động" dịch chuyển lên phía bắc hội tụ với tín phong
hướng đông, đông bắc hay đông nam, tuỳ theo hướng nằm của dải hội tụ.
Về mặt nguyên lý, trong một đợt dịch chuyển lên phía bắc, gió mùa tây nam không
có sự dịch chuyển theo hướng ngược và do đó ICZ chỉ có thể dịch chuyển theo hướng
từ nam lên bắc. Như ở mục cuối chương 1 đã nói áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình
Dương từ tháng 6 đến tháng 8 có hai lần nhảy vọt lên phía bắc, tháng 8 tới vị trí cao
nhất nên đới tín phong cũng dịch chuyển theo hướng này. Từ tháng 6 dải hội tụ nhiệt
đới đã thể hiện rõ ở phía Nam Trung Quốc và Bắc Việt Nam với phần phía tây là chuỗi
áp thấp nóng địa phương, phần phía đông có thể là dải thời tiết xấu với áp thấp và có
thể có bão hình thành trên Biển Đông (Hình 3.8).
- 71
Trên hình 3.8 là các vị trí trung bình của dải hội tụ trên lãnh thổ Việt Nam và Biển
Đông. Ta thấy rõ vào tháng 6 phần dải hội tụ nhiệt đới trên đất liền nằm ngang theo
hướng vĩ tuyến. Còn phần trên Biển Đông nằm theo hướng tây bắc - đông nam. Tháng 8,
khi áp cao cận nhiệt với tín phong thổi ở phần phía nam dịch chuyển lên vị trí phía bắc
nhất, dải hội tụ nhiệt đới tháng 8 cũng nằm vắt qua Bắc Bộ và phần bắc Biển Đông, vị trí
cao nhất trong năm, trùng hợp với sự phát triển mạnh nhất của gió mùa tây nam.
Hình 3.8.
Vị trí trung bình của dải hội tụ nhiệt đới trên khu vực Đông Dương
và Biển Đông xác định theo đường tần suất cao nhất trong lưới
2x2 độ kinh vĩ
Đến tháng 9 xoáy thuận hành tinh bắt đầu mở rộng và đẩy áp cao cận nhiệt về phía
nam, cùng với áp cao nhiệt đới tín phong cũng bị đẩy về hướng này, đồng thời gió mùa
tây nam đã suy yếu và thường chỉ lan tới Bắc Trung Bộ. Dải hội tụ nhiệt đới tháng 9 hoạt
động tại khu vực này, một nhánh nữa đi qua Nam Trung Bộ. Tháng 10 và tháng 12 dải
hội tụ nhiệt đới hoạt động ở Nam Bộ, nơi bão hoạt động vào thời gian này. Điều đó
không những do bão thường hình thành từ một trong những áp thấp trên dải hội tụ nhiệt
đới mà còn do đới gió đông và đông nam trong tín phong là dòng dẫn đường cơ bản đối
với các cơn bão. Trên Biển Đông, như ta sẽ thấy trong chương 4, đến 60% quỹ đạo các
cơn bão có hướng di chuyển theo quỹ đạo từ đông nam lên tây bắc và đổ bộ vào miền bờ
biển Việt Nam. Như vậy dải hội tụ nhiệt đới không những là nơi hình thành bão mà vị trí
trung bình của trục dải hội tụ còn gần trùng với quỹ đạo trung bình của bão ở miền bờ
biển Việt Nam. Hệ quả là vị trí trung bình ở Biển Đông của dải hội tụ nhiệt đới và quỹ
đạo bão quy định cực đại mưa lũ ở Bắc Bộ vào tháng 8, ở Bắc Trung Bộ vào tháng 9 và
Tây Nguyên và Nam Bộ vào tháng 10.
3.2.3 Thời tiết trong dải hội tụ nhiệt đới
Trên khu vực Đông Nam Á và Biển Đông, dải hội tụ nhiệt đới biểu hiện rõ nhất trên
các ảnh mây vệ tinh dưới dạng các khu vực mây tập trung, có dạng xoáy vào tâm gần tròn
trong giai đoạn áp thấp nhiệt đới và bão. Các khu vực mây này nói chung thường nằm
ngang theo hướng vĩ tuyến. Trên trường áp, trod của dải hội tụ nhiệt đới đi qua các áp thấp
thường có một đường đẳng áp tròn khép kín (Hình 3.9). Nhưng khi áp thấp khơi sâu thành
- 72
áp thấp nhiệt đới hay bão thì có thể có một số đường đẳng áp khép kín gần như đồng tâm.
Trên bản đồ, dải hội tụ nhiệt đới biểu hiện rõ nhất tại mực 850mb, dòng khí ở hai bên áp
thấp trên dải hội tụ nhiệt đới còn biểu hiện rõ tới mực 700mb, thậm chí tới mực 500mb
trong trường hợp gió mùa tây nam lan tới mực này và lan xuống tới các mực này. Trên bản
đồ synôp, phần dải hội tụ nhiệt đới thể hiện rõ trên trường gió tây nam và tín phong đông
bắc được vẽ bằng đường kép. Trên trường gió, dải hội tụ nhiệt đới khó xác định hơn do
phần lớn nó phát triển trên Biển Đông với lưới số liệu gió thưa thớt.
Khác với front ngoại nhiệt đới, dải hội tụ nhiệt đới không phải là dải ngăn cách hai
khối khí có nhiệt độ khác biệt nhau đáng kể. Sự đồng nhất trên trường nhiệt ở hai bên dải
hội tụ nhiệt đới thể hiện rõ nhất khi áp thấp trở thành bão. Như ta sẽ thấy trong chương 4,
bão là hệ thống hình thành bởi khối khí đồng nhất. Do đó sự tồn tại của dải hội tụ nhiệt
đới không phải do chênh lệch nhiệt độ mà do sự hội tụ gió gây dòng thăng trong quá trình
hình thành các hệ thống mây tích và mây vũ tích dọc theo dải hội tụ nhiệt đới. Trong một
số trường hợp như ví dụ hình thế phức hợp cuối chương này, gió mùa tây nam lan tới mực
500mb phía nam dải hội tụ có tốc độ tới 10 - 15m/s, tín phong đông bắc lan từ trên cao
xuống mực này cũng có tốc độ 10 - 15m/s. Tuy nhiên, dù có tốc độ lớn nhưng khi tới gần
dải hội tụ nhiệt đới dòng khí tây nam và đông bắc chuyển động chậm lại, trên dải hội tụ
tốc độ gió chỉ còn 2 - 3m/s, trừ trường hợp gió mạnh trong các cơn dông.
Với hệ thống mây tích và mây vũ tích như thể hiện trên các ảnh mây vệ tinh, dải hội tụ
nhiệt đới cho mưa vừa có thể kéo dài trong nhiều ngày, mưa rào và dông trên phạm vi rộng
lớn, khi bão hình thành thì hệ thống mây gây mưa to gió lớn trên một diện rộng với chiều
ngang 100 - 500km hay hơn nữa. Chính vì vậy, dải hội tụ nhiệt đới bao giờ cũng lôi cuốn
sự quan tâm rất lớn của dự báo viên.
Trường mây cũng thể hiện dạng xoáy từ A tới D (hình 3.5), cần lưu ý xoáy trong
trường gió trong trường hợp này nằm dưới 1000m. Các hệ thống tại BCD đầu tiên bao gồm
lớp mây với đỉnh tương đối nóng. Mặc dù các hệ thống xoáy thuận này tạo trường gió xoáy
địa phương và gây nên mưa không lớn. Các xoáy này không thể cho gió mạnh hay có thể
trở thành các cơn bão nếu như không có hoạt động hỗ trợ của mây đối lưu phát triển mạnh
theo chiều cao.
3.2.4 Sự dịch chuyển của dải hội tụ nhiệt đới
Ta hãy xem xét một hình thế dải hội tụ nhiệt đới hình thành và phát triển vào cuối tháng
7 năm 2005. Dải hội tụ nhiệt đới trong trường hợp này bao gồm hai xoáy thuận: một là áp
thấp nhiệt đới ở phía đông Philippine với đường đẳng áp ngoài cùng là 1005mb, hai là cơn
bão đổ bộ vào ven biển Bắc Bộ với khí áp ở vùng trung tâm bão hạ thấp tới 995mb (Hình
3.9). Tại mực 850mb dải hội tụ nối liền với trục xuyên qua hai tâm áp thấp nằm ở phía tây,
gần như dọc theo vĩ hướng.
- 73
Hình 3.9.
Hình thế dải hội tụ nhiệt đới kéo dài từ phía tây qua Bắc Bộ tới phía đông Philippine
Trên ảnh mây vệ tinh ngày 31/7/2005 (Hình 3.10) ta thấy rõ xoáy mây bão gần tròn
bao phủ Bắc Bộ, Bắc Trung Bộ và vịnh Bắc Bộ. Khối mây trên áp thấp nhiệt đới cấu tạo
bởi các dải mây lớn xoáy vào tâm ở phía đông Philippine. Trên hình 3.9 cũng biểu diễn các
véc tơ gió từ tầng thấp đến tầng giữa khí quyển nhờ phân tích sự di chuyển của các đám
mây ở các mực này. Ta có thể thấy rất rõ hệ thống tín phong ở phía bắc dải hội tụ.
Hình 3.10.
Màn mây dải hội tụ nhiệt đới ngày 31/7/2005
3.3 SÓNG ĐÔNG
Sóng đông là nhiễu động sóng trong đới gió đông, di chuyển từ đông sang tây. Sóng
- 74
đông tạo nên khu vực thời tiết tốt ở phần đầu sóng theo hướng di chuyển (phần phía tây
sóng) và khu vực thời tiết xấu với mây tích và mây vũ tích cho mưa rào ở phần đuôi sóng
(Phần phía đông sóng).
Trên trường áp ban đầu trong đới gió đông ở phía nam áp cao cận nhiệt xuất hiện
nhiễu động sóng với rãnh áp thấp nằm theo hướng ngược lại so với rãnh trong đới gió tây
ôn đới, nghĩa là chân rãnh nằm ở phía bắc lõm sâu vào áp cao cận nhiệt. Trong những điều
kiện thuận lợi, biên độ rãnh lớn dần và khơi sâu trở thành một áp thấp, có khi trở thành bão
như minh hoạ trên hình 3.11.
Hình 3.11.
Sóng đông với áp thấp nhiệt đới hình thành trong đới tín phong phía nam
áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương
Từ hình 3.11, ta thấy sóng đông lan tới mực 500mb phát triển thành bão nằm sát
ngay phía nam trong đới tín phong của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương. Trường
hợp này xảy ra không ít lần ở Tây Bắc Thái Bình Dương. Ở phần phía bắc của bão,
gradien khí áp tăng lên rõ rệt làm tăng tốc độ của tín phong. Riehl (1954) lần đầu tiên
phát hiện sóng đông ở miền biển Caraip. Ông đã minh hoạ sự xuất hiện của sóng đông
trên trường gió, biến áp và thời tiết ở Sanjuan trong các ngày 11 đến 13 tháng 7 năm
1944 bằng mặt cắt thẳng đứng theo thời gian đối với hướng và tốc độ gió (Hình 3.12)
tại Sanjuan từ ngày 11 đến 13/7/1944.
- 75
Hình 3.12.
Mặt cắt thẳng đứng theo thời gian ở San Juan, Puertorico, 11-13/1944. Đường đậm là trục rãnh tại
các mực. (Riehl, 1954)
Sự dịch chuyển của sóng đông qua địa phương thể hiện rất rõ trên trường gió ở các
tầng, trường biến áp mặt đất và điều kiện thời tiết. Ngày 11/7 ở San juan đới gió đông
chiếm một tầng dầy từ mặt đất đến độ cao 3km, tốc độ gió đông đạt 8m/s. Trong cả 3 kỳ
quan trắc biến áp 24giờ (ΔP24) đạt giá trị từ 0 đến –0,6mb, chứng tỏ có sự giảm áp và vùng
áp thấp đang đến gần, lượng mây tổng quan nhiều nhất là 5/10 mây vũ tích. Tình hình đó
kéo dài đến 8 giờ sáng ngày 12/7 thì trục rãnh tới địa phương, gió chuyển hướng đông nam
với tốc độ giảm yếu chỉ còn 5m/s và lan tới tận 6km. Thời điểm trục rãnh tới địa phương
trùng với thời điểm biến áp âm đạt giá trị –1,1mb, tiếp đó là giá trị –1,4mb. Như vậy rãnh
áp thấp đã đi qua địa phương làm giảm khí áp một cách đáng kể. Khi trục rãnh đi qua địa
phương áp cao cận nhiệt lại được tăng trở lại, biến áp lại có giá trị dương tới 3,1 - 3,8mb.
Đồng thời gió trên cao lại quay trở lại hướng đông ở mực dưới 3km, phía trên là gió nam,
tương ứng với trường áp ở phía đông rãnh ngược. Gần trục rãnh ngược, gió hai bên có
hướng hội tụ. Thêm vào đó ta còn thấy sự hội tụ tốc độ gió xuôi theo dòng: tốc độ gió đông
nam nhỏ ở gần trục rãnh, cuối dòng khí và tốc độ gió đông nam lớn ở đầu dòng (đạt tới
15m/s).
Sự hội tụ hướng và nhất là hội tụ tốc độ gió ở phần đuôi rãnh (phần phía đông) tạo
dòng thăng rất mạnh. Kết quả là hình thành khối mây tích dày với lượng mây tổng quan
10/10 cho mưa rào và dông. Trên hình 3.13 là mô hình sóng đông trong trường dòng mực
3,5km (đường liền) và trường áp mặt đất (đường đứt). Ta thấy rõ dạng rãnh ngược trong
đới gió đông, với trục rãnh trên cao 3,5km nằm dịch sang phía đông so với trục rãnh mặt
đất.
- 76
Hình 3.13.
Mô hình sóng đông với đường dòng ở mực 3-5km (đường liền),
đường đẳng áp mặt đất và trục rãnh trên cao và trục rãnh tại mặt đất
(Riehl, 1948)
Trên phần bên trái hình 3.14 là một hình thế sóng đông với rãnh ngược giữa hai
khu vực áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương tại mực 500mb. Trục rãnh ngược nằm
trên khu vực Nam Bộ, có thể thấy rõ sự hội tụ của đường dòng phía đông trục rãnh. Sự
hội tụ này chính là nguyên nhân hình thành màn mây tích trên khu vực Nam Bộ như
biểu diễn trên ảnh mây vệ tinh (phần bên phải hình 3.14). Sóng đông trong 5 ngày cho
lượng mưa đáng kể 200 - 300mm. Ở Bắc Biển Đông sóng đông dịch chuyển từ đông
sang tây với tốc độ khá ổn định khoảng 20km/h nên có thể dự báo đường đi của sóng
đông theo phương pháp quán tính.
Hình 3.14.
Sóng đông ở Nam Bộ trên trường dòng mực
500mb (a) và hệ thống mây vũ tích trong khu vực
sóng đông trên ảnh mây vệ tinh ngày 17/12/2005
(b). (Lê Văn Tháo - 2003)
- 77
3.4 SÓNG XÍCH ĐẠO
Trên bản đồ trường đường dòng hợp thành tại rãnh xích đạo có sự hội tụ của tín phong
Bắc và Nam Bán Cầu. Dải hội tụ này do một số khu vực hội tụ ngắn hạn liên quan với
chuỗi áp thấp. Các nhiễu động này biểu hiện rõ trên trường dòng với trường gió, trường áp
và diễn biến thời tiết trong khu vực 5-10oN. Sự thay đổi của thời tiết thường phù hợp với
sự di chuyển của sóng theo chiều từ đông sang tây. Sóng xích đạo có cường độ cực đại ở
các vĩ độ gần xích đạo gây ảnh hưởng đối với thời tiết ở hai bên xích đạo với sự hội tụ
dòng khí cơ bản.
Trên hình 3.15 là mô hình trường đường dòng (đường liền) và trường đường đẳng tốc
(đường đứt).
Theo quy luật phân bố gió ở miền gần xích đạo ta thấy trên xích đạo tốc độ dưới 2,5 m/s
và tăng tuyến tính đến 10 - 12m/s ở hai phía cách xa xích đạo. Do sự phân bố gió mạnh ở xa
xích đạo và yếu tại xích đạo nên xoáy tương đối có tính xoáy thuận, trong trạng thái ổn định,
đường dòng và đường đẳng áp song song với nhau.
A
B
C
Hình 3.15.
Đường dòng (đường liền) và đường đẳng tốc trong trường hợp dải gió
đông gần xích đạo. λ- bước sóng (Riehl,1954)
Mặt khác, ở phía tây đỉnh sóng λ+20o (Bắc Bán Cầu) dòng khí phân kỳ, còn ở phía
đông đỉnh sóng dòng khí hội tụ. Trên trường tốc độ ta cũng có thể thấy ở phần phía tây
đỉnh sóng có phân kỳ tốc độ: theo hướng dòng khí tốc độ gió của dòng ở B < 5m/s, ở cuối
dòng, tốc độ gió tại A lớn hơn 10m/s. Ngược lại ở phía đông sóng có sự hội tụ tốc độ: tốc
độ gió đầu dòng tại C là 10m/s lớn hơn tốc độ gió tại B nhỏ hơn 5m/s. Như vậy, ở phần tây
đỉnh sóng có sự phân kỳ đường dòng cùng với phân kỳ tốc độ tạo điều kiện thuận lợi cho
dòng giáng. Còn ở phần đông đỉnh sóng có hội tụ đường dòng và hội tụ tốc độ gió tạo điều
kiện cho dòng thăng phát triển. Hệ quả là ở phần tây đỉnh sóng thời tiết tốt và ở phần đông
đỉnh sóng thời tiết xấu với mây tích và vũ tích cho mưa rào.
Sóng xích đạo với nhiễu động áp thấp thường hình thành ở miền biển phía nam Nam
Bộ trong giới hạn vĩ độ 5 - 10oN. Các nhiễu động này phát triển trong lớp mỏng với độ
xoáy tuyệt đối nhỏ do ở vĩ độ quá thấp, lực Coriolis nhỏ. Cũng với lý do này nhiễu động
trên dải áp thấp gần xích đạo về mặt nguyên lý rất khó khơi sâu thành áp thấp nhiệt đới và
bão. Đó cũng chính là đặc điểm khác biệt giữa dải hội tụ nhiệt đới và dải áp thấp xích đạo.
- 78
Bão Linda có thể di chuyển và tồn tại khi đi qua phía nam Cà Mau về phía vịnh Thái Lan
tới khu vực có vĩ độ gần 5oN nhưng cũng nhanh chóng giảm yếu thành khu áp thấp và tan
đi trên biển.
Hình 3.16.
Dải áp thấp xích đạo trên trường dòng (a) và ảnh mây vệ tinh hồi 00z ngày 19/10.2005 (b)
Chúng tôi dẫn ra một ví dụ điển hình của sóng xích đạo vào nửa sau tháng 10/2005.
Trong khoảng 0 - 10oN; 100 - 160oE hình thành dải xoáy xoáy thuận trên trường dòng,
xem hình 3.16 (Bản đồ đường dòng 00z ngày 16/10/2005). Phía bắc các xoáy này là dòng
khí hướng đông bắc, phía nam là dòng khí vượt xích đạo chuyển hướng thành gió tây nam
hội tụ vào ba xoáy này. Hệ thống áp thấp xích đạo gây dòng thăng khá mạnh và tạo hệ
thống mây tích biểu hiện rõ trên ảnh mây vệ tinh hồi 00z ngày 19/10/2005. Trên ảnh mây
cũng biểu diễn các véc tơ gió nhận được từ kết quả phân tích sự dịch chuyển của mây tầng
thấp. Ta thấy hệ thống gió đông bắc ở phía bắc dải áp thấp thể hiện rõ còn gió tây nam ở
phía nam phân tán hơn.
3.5 HÌNH THẾ PHỨC HỢP GÂY MƯA LỚN
Để minh hoạ cho các hình thế đã trình bày trong chương 3 chúng tôi dẫn ra ở đây một
hình thế phức hợp, gây đợt mưa lũ lịch sử trong hơn 100 năm qua ở Bắc Trung Bộ. Trong
vòng 6 ngày đầu tháng 11 năm 1999 thiên nhiên đã trình diễn hầu hết các hình thế điển
hình trên lãnh thổ Việt Nam: từ hoạt động của dải hội nhiệt đới với gió mùa tây nam ở phía
nam và tín phong đông bắc ở phía bắc, đến sự tương tác giữa dải hội tụ nhiệt đới và front
lạnh đang di chuyển từ phía bắc xuống, hình thế tương tác giữa tín phong với địa hình, sự
tăng cường tín phong do sóng đông ở Bắc Trung Bộ và cuối cùng là sự đổ bộ của bão từ
Biển Đông.
Hậu quả của các hình thế nói trên là lượng mưa ngày ở Huế đạt tới 80-100% lượng
mưa năm và tổng lượng mưa toàn đợt có nơi ở Bắc Trung Bộ đạt tới 2288mm. Trên bản đồ
(hình 3.17) là phân bố tổng lượng mưa toàn đợt.
Ta thấy lượng mưa lớn nhất (trên 2000mm) tập trung ở Bắc Trung Bộ nhưng lượng
mưa trên 150mm cũng lan ra các khu vực Bắc Bộ, Trung và Nam Trung Bộ do các hệ
thống mây front lạnh di chuyển ở phía bắc và hệ thống mây mưa do dải hội tụ nhiệt đới
phát triển mạnh ở phía nam khu vực mưa lớn này. Dưới đây ta hãy lần lượt xét từng hệ
thống tác động gây mưa trong đợt này.
- 79
Hình 3.17.
Bản đồ phân bố tổng lượng mưa trong toàn đợt từ 1 đến 6/11/1999
Dải hội tụ nhiệt đới. Từ ngày 01/11/1999 dải hội tụ nhiệt đới với hai tâm thấp nằm dọc
theo vĩ tuyến 8oN thể hiện rõ trên bản đồ mặt đất, 850mb, 700mb và thậm chí lan tới
500mb. Theo số liệu thám không tại Thành phố Hồ Chí Minh trong suốt những ngày tồn
tại của dải hội tụ nhiệt đới gió tây nam rất dày và đạt tới tốc độ 10m/s ở phía nam dải hội
tụ. Phía bắc dải hội tụ là tín phong đông bắc và đông lan từ trên cao xuống tới mực 850mb
và tại mực này vẫn còn giữ tốc độ 10m/s. Trên bản đồ mặt đất ngày 1/11/1999 (hình 3.18),
ta thấy một sự đồng nhất của nhiệt độ là 24oC. Nền nhiệt độ thấp như vậy là do thời tiết
xấu với mây vũ tích và mưa rào (ảnh mây ngày 1/11/1999) (Hình 3.19) của dải hội tụ nhiệt
đới đã gây mưa và làm giảm nền nhiệt. Ta thấy màn mây trên khu vực áp thấp nhiệt đới và
bão có chiều ngang chừng 500 - 700km, giữa chúng là màn mây hẹp với chiều ngang
chừng 100 - 200km.
- 80
Hình 3.18.
Dải hội tụ và front lạnh trên bản đồ mặt đất Âu Á hồi 7 giờ ngày 01-11-1999
Front lạnh. Cũng trong thời gian này ở phần phía bắc đang xảy ra một đợt xâm nhập
lạnh với front lạnh khá rõ. Ngày 31/10/1999 front lạnh nằm ở biên giới phía bắc Việt Nam.
Trong các ngày tiếp đó front lạnh di chuyển xuống phía nam và đến ngày 03/11/1999
(Hình 3.20) front lạnh đã nằm ở vị trí cực nam của nó trong đợt xâm nhập lạnh này. Sự di
chuyển về phía nam của front lạnh đóng vai trò như một nêm lạnh tác động đẩy khối không
khí biến tính phía nam làm cho tất cả các hệ thống gây mưa chịu tác động xa đối với hệ
thống đối lưu đúng như Chang (1976) đã nhận xét. Các hệ thống gây mưa càng phát huy
hết sức mạnh của chúng. Không khí lạnh khi đến Bắc Trung Bộ bốc lên theo sườn đông
của dãy Trường Sơn có thể tạo nên hệ thống mây tích và vũ tích cho mưa rào, đồng thời
cũng đẩy tín phong rất ẩm đang xâm nhập rất mạnh ở phía trên front lạnh này.
nguon tai.lieu . vn
