Khí tượng biển - Chương 4

Chia sẻ: Nguyen Nhi | Ngày: | Loại File: PDF | Số trang:28

Thêm vào BST

Báo xấu

119
lượt xem 24
download

Download Vui lòng tải xuống để xem tài liệu đầy đủ

HOÀN LƯU KHÍ QUYỂN 4.1 Hoàn lưu chung khí quyển Tập hợp các luồng không khí chuyển động thành dòng khép kín với quy mô lớn trên phạm vi toàn cầu được gọi là hoàn lưu chung khí quyển. Hoàn lưu chung khí quyển bao gồm 2 thành phần: thành phần nằm ngang (chiếm ưu thế) và thành phần thẳng đứng.

Chủ đề:

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

Lưu

Nội dung Text: Khí tượng biển - Chương 4

CHƯƠNG IV HOÀN LƯU KHÍ QUYỂN 4.1 Hoàn lưu chung khí quyển Tập hợp các luồng không khí chuyển động thành dòng khép kín với quy mô lớn trên phạm vi toàn cầu được gọi là hoàn lưu chung khí quyển. Hoàn lưu chung khí quyển bao gồm 2 thành phần: thành phần nằm ngang (chiếm ưu thế) và thành phần thẳng đứng. Khi nghiên cứu hoàn lưu chung khí quyển người ta thường không xét trường đường dòng mà xét đến hệ thống các đường đẳng áp, đẳng cao trên các bản đồ thời tiết, tức là xét đến trường áp bởi vì trường áp và trường gió có mối quan hệ mật thiết với nhau, do đó xét trường áp tức là xét đến trường gió, cũng tức là xét đến trường đường dòng. 4.1.1 Sơ đồ hoàn lưu chung khí quyển Sơ đồ hoàn lưu chung khí quyển là mô hình các đường dòng không khí đã được đơn giản hoá đi rất nhiều. 1) Sơ đồ hoàn lưu nhiệt không xét đến sự quay của quả đất Đây là sơ đồ hoàn lưu đơn giản nhất. Có thể mô tả sơ đồ này như sau: Giả thiết rằng bề mặt trái đất là đồng nhất, các lớp khí quyển đồng nhất và hoàn toàn trong suốt, không có sự quay của quả đất. Do đó, khí quyển không hấp thụ bức xạ mặt trời và mặt đất nóng lên hoàn toàn phụ thuộc vào độ cao mặt trời. Vì vậy, lượng bức xạ nhận được ở các vĩ độ khác nhau thì khác nhau nên bề mặt trái đất bị đốt nóng không đồng đều và không khí cũng nóng lên không đồng đều theo vĩ độ. Kết quả là: - ở xích đạo và vùng vĩ độ thấp: do nhận được nhiều bức xạ mặt trời, mặt đất nóng lên, không khí nóng lên và bốc lên cao; ở mặt đất khí áp giảm hình thành thấp áp, trên cao khí áp tăng hình thành cao áp. - ở cực và vùng vĩ độ cao: do nhận được ít bức xạ mặt trời, mặt đất lạnh đi, không khí lạnh đi và co nén lại, không khí có xu thế giáng từ trên cao xuống, dẫn đến dưới thấp khí áp tăng hình thành cao áp ở mặt đất, trên cao khí áp giảm hình thành thấp áp trên cao. Do đó, ở mặt đất không khí chuyển động từ áp cao cực về áp thấp xích đạo; ở trên cao không khí chuyển động từ xích đạo về cực hình thành vòng hoàn lưu khép kín được gọi là vòng hoàn lưu nhiệt. Sơ đồ vòng hoàn lưu nhiệt không xét đến sự quay của quả Hình 4-1 đất ở Bắc bán cầu được mô tả trên hình 4-1.
Như vậy, theo sơ đồ này, trên địa cầu có 2 vòng hoàn lưu nhiệt ở 2 bán cầu và chuyển động thẳng đứng ở xích đạo có ý nghĩa rất to lớn đối với hoàn lưu chung khí quyển. ý nghĩa này thể hiện ở chỗ: - Không khí ở vùng xích đạo có bốc lên thì áp suất khí quyển ở mặt đất mới giảm và áp suất ở trên cao mới tăng, từ đó mới phát sinh dòng không khí thổi từ cực về xích đạo ở dưới thấp và dòng không khí thổi từ xích đạo về cực ở trên cao. Đồng thời khi không khí bốc lên cao cùng với quá trình ngưng kết sẽ là sự toả nhiệt và tiềm nhiệt nầy chính là động lực thúc đẩy không khí tiếp tục bốc lên. - Mặc khác, chuyển động thẳng đứng ở xích đạo chính là động lực tạo nên cơ chế hút gió từ trên cao xuống mặt đất ở vùng cực bởi vì khi không khí ở xích đạo bốc lên cao chuyển dần về cực sẽ bị nguội lạnh dần, mật độ không khí sẽ tăng lên và đến cực nó nặng hơn, có xu hướng giáng xuống mặt đất. 2) Sơ đồ hoàn lưu khí quyển có xét đến sự quay của trái đất Sơ đồ này dựa trên giả thiết rằng bề mặt đệm là đồng nhất, các lớp khí quyển đồng nhất và hoàn toàn trong suốt, nhưng có xét đến sự quay của quả đất. Do đó nguyên nhân làm cho không khí chuyển động vẫn là do sự chênh lệch nhiệt độ giữa cực - xích đạo song hình dạng của vòng hoàn lưu do sự tác dụng của lực Cơriolit nên bị biến đổi đi ít nhiều. Theo Rossby, sơ đồ hoàn lưu khí quyển có xét đến sự quay của trái đất được mô tả như sau: - Tại vùng nhiệt đới: Không khí thăng lên ở xích đạo và chuyển dần về vĩ độ ϕ = o 30 , do lực Cơriolit càng lên vĩ độ cao dòng không khí càng lệch phải (ở Bắc bán cầu) hoặc lệch trái (Nam bán cầu). Theo tính toán đến vĩ độ ϕ = 30o, dòng không khí trở thành vĩ hướng và tại đây không khí liên tục được bổ sung, nén xuống làm cho áp suất ở dưới thấp tăng lên hình thành cao áp (cao áp cận nhiệt). Như vậy, giữa xích đạo và vĩ độ ϕ = 30o hình thành vòng hoàn lưu khép kín: dưới thấp không khí thổi từ vĩ độ ϕ = 30o về xích đạo theo hướng Đông Bắc gọi là tín phong, trên cao từ xích đạo về vĩ độ ϕ = 30o gọi là phản tính phong. Hoàn lưu tín phong này có thành phần hướng Đông ở dưới thấp và hướng Tây ở trên cao. - Tại vĩ độ 60o - cực: Tại cực, ở mặt đất lạnh là vùng cao áp nên gió thổi từ cực về vĩ độ ϕ = 60o. Do tác dụng của lực Cơriôlit nên gió có hướng Đông Bắc chuyển dần thành vĩ hướng. Tại vùng ϕ = 60o tiếp nhận gió từ vĩ độ ϕ = 30o thổi về theo hướng Tây Nam, do tác dụng của lực Cơriôlit cũng chuyển dần thành vĩ hướng. Hai luồng gió này gặp nhau buộc không khí phải thăng lên cao và di chuyển về bổ sung cho không khí trên cao ở cực (không thể thổi về vĩ độ thấp được vì vùng vĩ độ trung bình tồn tại đới gió có hướng Tây Nam dày từ thấp lên cao). Kết quả là giữa cực và vĩ độ ϕ = 60o tồn tại vòng hoàn lưu gọi là hoàn lưu địa cực. Hoàn lưu địa cực có thành phần hướng Đông ở dưới thấp và thành phần hướng Tây ở trên cao.
- Trong cả tầng đối - bình lưu: Trong cả tầng đối - bình lưu, sơ đồ vòng hoàn lưu lớn dễ nhận thấy như sau: Trong E E tầng đối lưu có gió Tây Nam, thịnh hành thành W W phần hướng Tây (đới gió Tây). Trong tầng bình lưu: có gió Đông Bắc, E E thịnh hành thành phần hướng Đông (đới gió Hình 4-2 Đông). Tóm lại: Sơ đồ hoàn lưu nhiệt có xét đến sự quay của quả đất bao gồm hai vòng hoàn lưu nhỏ là hoàn lưu tín phong ở vùng vĩ độ thấp và hoàn lưu địa cực ở vùng vĩ độ cao với gió Đông thịnh hành phía dưới, gió Tây thịnh hành phía trên và một vòng hoàn lưu lớn bao trùm toàn cầu với gió Tây thịnh hành phía dưới, gió Đông thịnh hành phía trên (hình 4-2). 3) Sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình Sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình được mô tả bằng mặt cắt theo chiều thẳng đứng từ mặt đất cho đến giới hạn trên cùng của khí quyển ở Bắc bán cầu và Nam bán cầu trong mùa đông và mùa hè. Trên sơ đồ này người ta biểu diễn những dòng vĩ hướng bằng các đường đẳng tốc theo mặt cắt thẳng đứng: dòng không khí từ Tây qua Đông gọi là gió Tây; dòng không khí từ Đông qua Tây gọi là gió Đông. Các đường đẳng trị tốc độ gió trong sơ đồ đo bằng m/s. Song trong sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình lại không kể tới thành phần gió các hướng khác và các chuyển động thẳng đứng.
Hình 4-3 là một dạng sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình. Theo sơ đồ này thì: ở miền vĩ độ thấp gió Đông chiếm ưu thế lan từ mặt đất đến độ cao khá lớn còn bên trên nó có lớp gió Tây; ở miền cực đới là lớp gió Đông tương đối thấp và ở vùng ôn đới nói chung bao trùm đới gió Tây suốt chiều dày của khí quyển. Như vậy, trên sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình ta cũng nhận thấy hệ thống tín phong và phản tín phong; nhưng sự hình thành tín phong và phản tín phong không phải liên quan với sự đi lên của không khí nóng ở xích đạo mà liên quan với sự mở rộng theo chiều nằm ngang của đới gió Tây từ miền ôn đới sang miền vĩ độ thấp. Chính vì vậy mà nhiều nhà khí tượng thế giới cho rằng: những chuyển động thẳng đứng của không khí trong vùng xích đạo không có ý nghĩa to lớn đối với hoàn lưu chung khí quyển như trước đây người ta đã gán cho nó. Do đó, người ta xem gió Tây thổi mạnh ở miền ôn đới, phát sinh trong vùng nhiệt độ giảm mạnh mẽ, khi nhiệt độ tăng là động lực chủ yếu của hoàn lưu chung khí quyển. Sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình còn nêu được những đặc điểm quan trọng của hoàn lưu trên cao như: sự phân bố các đới gió thịnh hành khá phù hợp với sơ đồ vòng hoàn lưu đối - bình lưu trong các sơ đồ hoàn lưu nhiệt; sự phân bố của tốc độ gió theo độ cao ở các vĩ độ trong cả hai mùa, trên đó nổi bật nên các vùng có gió mạnh đạt tới 30-40 m/s hoặc lớn hơn. Các vùng gió mạnh này thổi vòng quanh trái đất khi lệch về
phía Bắc khi lệch về phía Nam hoặc bị đứt đoạn gây ảnh hưởng rất lớn đến các quá trình khí quyển ở các lớp dưới thấp. 4) Hoàn lưu thực tế trên trái đất Do có sự phân bố không đều giữa lục địa và biển trên bề mặt dẫn đến sự phân bố không đồng đều về chế độ nhiệt và nơi lạnh nhất thế giới không phải là Bắc hoặc Nam cực mà là Iacút (Véckhôiăngxơcơ) và Gơrenlen, nơi nóng nhất không phải là xích đạo mà là các sa mạc thuộc Phi châu, á châu và Bắc Mỹ; từ đó dẫn đến sự phân bố không đồng đều về khí áp. Như vậy, sự khác biệt giữa hoàn lưu thực tế với sơ đồ hoàn lưu chung là do chế độ nhiệt thực tế của bề mặt đất gây ra. Ta sẽ sử dụng các bản đồ khí áp trung bình vào tháng I và VII để nghiên cứu hoàn lưu thực tế vào mùa đông và mùa hè (hình 2-4, 2-5, 2-6 và 2-7). a) Trường khí áp trung bình trên bản đồ tháng I - Trường khí áp trung bình trên mực biển: ở Bắc bán cầu: Các trung tâm khí áp được phân bố như sau: + Cao áp Bắc băng dương hình thành trên biển băng mờ. + Cao áp Xêbêri, Gơrenlen và Bắc Mỹ phát triển mạnh thành các xoáy nghịch lớn (do bề mặt đệm lạnh). + áp thấp Alêuchiên và áp thấp Itslan phát triển và thể hiện rõ. + Cao áp phó nhiệt đới Bắc Thái Bình Dương (Haoai) và Bắc Đại Tây Dương (Aso) giảm yếu do tác dụng của nhiệt lực. + Dải áp thấp xích đạo di chuyển xuống phía Nam bán cầu. ở Nam bán cầu: Các trung tâm khí áp được phân bố như sau: + Tại ϕ = 20 ÷ 40o cao áp trên đại dương thể hiện rõ (Nam ấn Độ Dương, Thái Bình Dương và Đại Tây Dương). + Trên lục địa Nam Mỹ, châu Phi, châu úc hình thành các trung tâm xoáy thuận. + Cực Nam hình thành áp thấp Nam cực.
Hình 4-4: Bản đồ khí áp ở mực biển vào tháng giêng Hình 4-5: Bản đồ khí áp ở mực biển vào tháng bảy
Hình 4-6: Bản đồ đẳng cao mặt 500 mb nửa Đông Bắc bán cầu vào tháng giêng Hình 4-7: Bản đồ đẳng cao mặt 500 mb nửa Đông Bắc bán cầu vào tháng bảy
- Trường khí áp trung bình trên cao + Do không khí bốc lên cao ở vùng vĩ độ thấp nên ở trên cao: áp cao ở vĩ độ thấp, còn áp thấp ở vĩ độ cao. + Sự phân bố áp suất như vậy xuất hiện građiăng địa thế vị nằm ngang theo hướng kinh tuyến và các đường đẳng cao nói chung song song với vùng vĩ tuyến và có chiều phù hợp với qui tắc gió địa chuyển, tức là từ Tây sang Đông - Đó là hoàn lưu vĩ hướng Tây - Đông. b) Trường khí áp trung bình trên bản đồ tháng VII - Trường khí áp trung bình trên mặt biển: ở Bắc bán cầu: Các trung tâm khí áp được phân bố như sau: + Các vùng xoáy nghịch cận nhiệt đới Aso, Haoai phát triển rất mạnh. + Dải áp thấp xích đạo thể hiện rõ và dịch chuyển về Bắc bán cầu. + Xoáy nghịch Xibêri, Gơrenlan yếu đi, có khi mờ hẳn; đặc biệt cao áp Bắc Mỹ tan rã và hình thành một trung tâm xoáy thuận. + áp thấp Alêuchiên, Itslan đầy lên. ở Nam bán cầu: Các trung tâm khí áp được phân bố như sau: + Vùng gần xích đạo là nơi có áp suất thấp. + Cao áp phó nhiệt đới hoạt động từ vĩ độ ϕ = 30 ÷ 40o + Từ vĩ độ ϕ = 60o trở về cực là khu vực áp thấp . - Trường khí áp trung bình trên cao: + Sự phân bố khí áp cũng giống như tháng I, song có điểm khác là về cường độ các trung tâm khí áp; građiăng địa thế vị ở Bắc bán cầu nhỏ hơn nhiều tháng I, ở Nam bán cầu lớn hơn nhiều tháng I. Hay nói khác: građiăng địa thế vị ở bán cầu nào về mùa đông cũng lớn hơn nhiều so với về mùa hạ. + Từ đó ta thấy sự tương phản áp suất giữa xích đạo và cực ở mực nào đó của tầng đối lưu về mùa đông sẽ lớn hơn về mùa hè. Do đó, hoàn lưu vĩ hướng Tây - Đông vào mùa đông sẽ lớn hơn vào mùa hè. c) Qua các bản đồ trung bình về trường áp có thể có các nhận xét sau: - Các bản đồ trường khí áp trung bình mặt biển tuy chưa phản ánh được tất cả sự phức tạp muôn hình muôn vẻ của hoàn lưu khí quyển trên trái đất song cũng nêu được cái nền cơ bản - cái nền này khá phù hợp với các sơ đồ hoàn lưu và các bản đồ này phản ánh được ảnh hưởng của sự phân bố biển và lục địa của trái đất mà các sơ đồ hoàn lưu trước chưa đề cập. - Các bản đồ trường khí áp trên cao cho thấy: Ngoài dòng vĩ hướng Tây - Đông, ta còn nhận thấy các sống, rãnh chứng tỏ có tồn tại các vận động kinh tuyến. Kết quả là: hoàn lưu vĩ hướng thỉnh thoảng bị phá hủy bởi hoàn lưu kinh hướng khi có rãnh, lưỡi có trục theo kinh tuyến phát triển. Như vậy, hoàn lưu khí quyển là sự kết hợp luôn luôn biến chuyển những dòng vĩ tuyến và kinh tuyến. Khi dòng vĩ tuyến chiếm ưu thế thì không khí sẽ chuyển động theo vòng vĩ tuyến (GP hướng từ xích đạo về cực); khi dòng kinh tuyến chiếm ưu thế (GP sẽ hướng theo vòng vĩ tuyến) thì khí quyển sẽ phân
chia thành các cơ cấu khí áp đóng kín (cao áp chướng ngại và áp thấp bị cắt) chuyển động theo chiều kinh tuyến. - Kết hợp 2 loại bản đồ trên ta thấy hoàn lưu khí quyển có những biến thiên theo mùa rõ rệt. Điều đó có liên quan đến sự phân bố các nguồn nóng lạnh trên biển và lục địa, có nghĩa là khi mùa thay đổi thì sự chênh lệch về nhiệt độ giữa biển và lục địa có thay đổi dẫn đến hoàn lưu cũng thay đổi một cách tương ứng. Ví dụ: Trung tâm xoáy thuận được thay thế bằng trung tâm xoáy nghịch và người ta quan sát thấy sự biến thiên theo mùa của điều kiện thời tiết. Người ta gọi đó là đặc điểm gió mùa của hoàn lưu. d) Gió mùa - Định nghĩa: Các luồng không khí có qui mô lớn mà hướng thay đổi ngược chiều hay gần như ngược chiều từ nửa năm này sang nửa năm tiếp theo được gọi là gió mùa. Gió mùa có thể thấy ở mọi độ cao trên một vùng rộng lớn. Nhưng thông thường người ta thường dùng khái niệm gió mùa để chỉ các luồng không khí ở mặt đất (có độ dày không lớn). Cần phân biệt gió mùa với gió đất, gió biển. ở một chừng mực nào đó cả 2 thứ gió đều liên quan đến sự chênh lệch nhiệt độ giữa 2 mặt đệm khác nhau (đặc biệt là ở vùng ôn đới). Điểm khác ở chỗ: gió đất, biển có luồng nghịch ở trên, còn gió mùa thì không có (các bản đồ cao không chứng tỏ điều đó). Gió mùa có thể hình thành ở khắp mọi nơi trên trái đất với mức độ khác nhau. Năm 1950 Khơ rô môp đã tính toán chỉ tiêu gió mùa thông qua trị số trung bình các tần suất hướng gió chính và từ đó xây dựng được bản đồ phân bố gió mùa trên toàn thế giới. - Phân loại: Dựa vào nguồn gốc hình thành người ta phân gió mùa thành hai loại: gió mùa nhiệt đới và gió mùa ngoại nhiệt đới. + Gió mùa nhiệt đới: Gió mùa nhiệt đới (hay còn gọi là gió mùa xích đạo) hình thành trong vùng nhiệt đới (từ vĩ độ 25oB đến 25oN). Gió mùa nhiệt đới là kết quả của sự dịch chuyển đới tín phong Bắc bán cầu và Nam bán cầu khi áp thấp xích đạo di chuyển từ bán cầu này sang bán cầu kia theo chuyển động biểu kiến của mặt trời trong năm (hình 4-8). áp thấp xích đạo ϕ=0 ϕ=0 áp thấp xích đạo Mùa đông (BBC) Mùa hè (BBC) Hình 4-8
Như vậy, gió mùa nhiệt đới chính là sự trao đổi không khí giữa hai bán cầu ở tầng thấp; trong đó, sự di chuyển của áp thấp xích đạo đóng vai trò chủ yếu, còn sự chênh lệch nhiệt độ giữa lục địa và biển chỉ đóng vai trò thứ yếu. + Gió mùa ngoại nhiệt đới: Trái với gió mùa nhiệt đới, sự tương phản về nhiệt độ giữa biển và lục địa lại đóng vai trò quan trọng trong việc hình thành gió mùa ngoại nhiệt đới. Gió mùa ngoại nhiệt đới thể hiện rõ ở bờ biển phía Đông châu á, dẫn đến sự biến đổi theo mùa của nhiệt độ đặc biệt lớn với: mùa đông gió mùa xuất phát từ cao áp lục địa Xibêri thổi ra áp thấp biển Alêuchiên; mùa hạ thổi từ cao áp phó nhiệt đới Bắc Thái Bình Dương về áp thấp lục địa châu á. 4.1.2 Vài nét đặc trưng hoàn lưu ở các đới vĩ độ 1) Hoàn lưu ở vĩ độ trung bình và vĩ độ cao a) Đới front trên cao Vùng có građiăng nhiệt độ theo chiều ngang lớn, gió mạnh, sự biến động tốc độ gió theo chiều cao lớn mà trên bản đồ thời tiết AT đó là các vùng có các đường đẳng cao (hoặc trên bản đồ OT đó có các đường đẳng nhiệt) xít nhau và là vùng chuyển tiếp giữa xoày thuận lạnh tầm cao và xoáy nghịch nóng tầm cao, được gọi là đới front trên cao (ĐFTC). ĐFTC hình thành ở độ cao 14 – 17 km, có chiều dài từ 1000 - 13000 km Thấp lạnh (thông thường 3000 – 4000 km) và chiều rộng 1000 – 1500 km. Cửa vào Cửa ra (Khu vào) (Khu ra) ĐFTC: thể hiện rõ ở trên bản đồ AT300 - AT200. Đặc trưng quan trọng của ĐFTC Cao nóng là: cửa vào hội tụ; cửa ra phân kỳ (hình 4-9). Hình 4-9 ĐFTC khác front chủ yếu là ở chỗ: ĐFTC là kiến trúc một phần của trường nhiệt áp biểu hiện chủ yếu qua hình dáng của các đường dòng, các đường đẳng cao trên bản đồ AT song nhiều trường hợp trên mặt đất chưa chắc đã có biểu thị front hoặc front rất mờ; ngược lại có khi ở mặt đất front rõ song lại không có ĐFTC. b) Đới front hành tinh trên cao Trên mỗi bán cầu trái đất, xoáy thuận trên cao chủ yếu ở các vĩ độ cao và tập hợp thành xoáy thuận hành tinh trên cao (có tâm ở cực); xoáy nghịch trên cao chủ yếu nằm ở vùng nhiệt đới, cận nhiệt đới và tập hợp thành cao áp cận nhiệt. Như vậy, giữa chúng có một đới front gọi là đới front hành tinh trên cao (ĐFHTTC). ĐFHTTC đôi khi chia thành 2 hoặc 3 đới, các đới này có thể hoà nhập kéo dài theo vùng vĩ tuyến hoặc uốn dạng Ω theo kinh tuyến. ĐFHTTC phân thành các nhánh: nhánh Bắc ngăn cách giữa không khí cực và không khí vĩ độ trung bình; nhánh Nam ngăn cách giữa không khí vĩ độ trung bình và không khí nhiệt đới. Các nhánh này di
chuyển theo mùa. Như vậy, có thể coi đới front trên cao là một thành phần của đới front hành tinh trên cao. c) Dòng chảy xiết Những dòng không khí có tốc độ rất lớn thể hiện trên ĐFTC và ĐFHTTC, có vận tốc khá lớn từ 50 đến 80 m/s, có khi lên tới 100 đến 150 m/s hoặc lớn hơn được gọi là dòng chảy xiết. Nhiều người còn gọi dòng chảy xiết là dải front trên cao hoặc dải front hành tinh trên cao. Nếu lấy đường đẳng tốc 25 ÷ 50 m/s làm giới hạn ngoài thì kích thước của dòng chảy xiết trên ĐFTC dài khoảng 1000 ÷ 12000 km, trên ĐFHTTC có thể bao cả vòng quanh trái đất còn độ rộng dòng chảy xiết khoảng 1000 km và độ dày vào khoảng 6 ÷ 10 km. Trục của dòng chảy xiết ở độ cao chừng 9 ÷ 12 km (xấp xỉ đỉnh tầng đối lưu). Qua trục của dòng chảy xiết là các đường đẳng tốc sắp xếp không đối xứng mà xít nhiều nghiêng về không khí lạnh. Có thể quan sát được 2 hoặc 3 dòng chảy xiết khi ĐFHTTC hình thành các nhánh ở các vĩ độ khác nhau. d) Sóng trong gió Tây Ngoài rìa xoáy thuận hành tinh có đới gió Tây, trong đó có hình thức dao động sóng. Dao động sóng này thể hiện trên các đường đẳng cao trong đới gió Tây. Hướng chuyển động của sóng khí áp này thường ổn định từ Tây sang Đông nên dao động sóng được gọi là sóng trong gió Tây hay sóng Tây. Sóng trong gió Tây bao quanh toàn cầu với 3 đến 6 sóng dài với độ dài sóng cỡ hàng nghìn km, tốc độ chuyển động nhanh. Ngoài rìa sóng dài này thường có các sóng ngắn hình thành do sự nhiễu động sóng; các sóng này có liên quan với sự di chuyển của các cơ cấu khí áp ở mặt đất. Tốc độ chuyển động của sóng ngắn này còn nhanh hơn sóng dài. Giữa sóng ngắn và sóng dài có mối quan hệ tương hỗ: sóng dài nhiễu động tạo thành sóng ngắn và sóng ngắn tiêu tan nhường chỗ cho sóng dài. Vậy sóng Tây có quan hệ mật thiết với front và xoáy thuận ở mặt đất. Tốc độ di chuyển của sóng Tây phụ thuộc vào vĩ độ địa lý, độ dài bước sóng của nó và tốc độ của gió Tây. Theo kết quả nghiên cứu của Rossby thì tốc độ di chuyển của sóng Tây nhỏ hơn nhiều so với tốc độ của gió Tây. Trong tính toán, tốc độ sóng Tây sẽ mang giá trị dương khi sóng di chuyển về phía Đông, trị số âm khi sóng di chuyển về phía Tây và bằng 0 (hay còn gọi là sóng tĩnh) khi sóng không di chuyển. e) Quá trình ngăn chặn, chia cắt và đứt đoạn Sóng Tây có thể bất ổn định ở một phần nào đó, tức là biên độ sóng mở rộng và kết quả là trong đới gió Tây có thể xuất hiện một loạt các áp thấp hoặc rãnh lạnh và các áp cao hoặc lưỡi nóng; do đó có sự phân bố lại các đường đẳng áp và đẳng nhiệt. Quá trình này gọi là quá trình biến dạng trên cao. Tương ứng với quá trình biến dạng trên cao là trường biến dạng trên cao. Có thể chia trường biến dạng trên cao thành 2 loại:
+ Trường biến dạng đối xứng: Trường biến dạng đối xứng có đôi cao áp nóng và đôi thấp áp lạnh đối diện nhau. Hình 4-10 biểu diễn trường biến dạng đối xứng. + Trường biến dạng không đối xứng: Trên hình 4-11 là sơ đồ biểu diễn trường biến dạng không đối xứng. Nó biến đổi theo thời gian tuỳ thuộc vào sự tiến triển của các trung tâm mà trường biến dạng có liên quan: khi biến đổi phát triển xoáy thuận thì khí áp ở các miền I, II sẽ giảm x uống; còn khi biến đổi phát triển xoáy nghịch thì khí áp ở các miền I, II sẽ tăng lên. T T I T C C II T C Hình 4-11 Hình 4-10 - Quá trình chia cắt: Tại miền I nếu khí áp giảm (tức là có biến đổi phát triển xoáy thuận) thì rãnh phía trên sẽ sâu xuống hòa với xoáy thuận phía dưới. Vậy sự biến đổi của xoáy thuận của trường biến dạng trên cao sẽ đồng thời là sự biến đổi kinh hướng. Khi khí áp ở miền I lại tăng lên (tức là có biến đổi phát triển xoáy nghịch) thì tính vĩ hướng của các đường đẳng cao sẽ tăng lên và ở xoáy thuận dưới sẽ hình thành một số đường đẳng áp khép kín. Đó là quá trình chia cắt của xoáy thuận khỏi rãnh trên cao để tạo thành xoáy thuận tầm cao. - Quá trình ngăn chặn: Một cách tương tự, đối với miền II thì xoáy nghịch cũng được tách ra khi khí áp tại miền II tăng lên (tức là có biến đổi phát triển xoáy nghịch) và sau đó khí áp lại giảm xuống (tức là có biến đổi phát triển xoáy thuận). Đó là quá trình ngăn chặn để tạo thành xoáy nghịch tầm cao. Trong thực tế sự biến đổi xoáy nghịch trong một trường biến dạng trên cao thường kèm theo sự biến đổi xoáy thuận trong một trường biến dạng trên cao khác dẫn tới quá trình ngăn chặn và chia cắt ở trên cao thường xảy ra cùng một lúc. Cùng với quá trình này là các vùng nóng và lạnh sẽ được tách riêng ra. Một xoáy thuận lạnh hoặc xoáy nghịch nóng ở trên cao khi tồn tại lâu và ít chuyển động được gọi là xoáy thuận và xoáy nghịch trung tâm. Các xoáy nghịch trung tâm này hình như chắn lối đi của các dòng không khí hướng Tây nên có thể coi chúng là các xoáy nghịch ngăn chặn.
- Đường đứt: Trong sóng Tây khi tính kinh hướng tăng lên, rãnh khí áp trên cao này hình thành tương đối nông thì trên trục của rãnh hình thành đường đứt đoạn về hướng gió được gọi là đường đứt. Quá trình hình thành đường đứt thường kèm theo quá trình biến tướng của front ở mặt đất làm cho hai bên mặt front bị biến dạng (tạo thành đường đứt), sự chênh lệch các yếu tố khí tượng (trừ gió) đều không lớn lắm. Khi có đường đứt thời tiết nói chung rất xấu, mây và mưa nhiều. 2) Hoàn lưu ở vĩ độ thấp a) Hoàn lưu tín phong ở vùng vĩ độ ϕ ≈ 300 ở cả hai bán cầu có đới cao áp cận nhiệt kéo dài; đới này bị phân chia thành các trung tâm xoáy nghịch riêng biệt trên biển. Từ cao áp cận nhiệt gió thổi về áp thấp xích đạo theo hướng Đông Bắc ở Bắc bán cầu và theo hướng Đông Nam ở Nam bán cầu. Đó là hoàn lưu tín phong hay còn gọi là mậu dịch phong. Trong vùng hoàn lưu tín phong có lớp nghịch nhiệt ở độ cao 2 km được gọi là nghịch nhiệt tín phong. Nghịch nhiệt tín phong là nghịch nhiệt lắng làm cản trở lớn đến chuyển động đối lưu và mưa. Giữa hai đới tín phong Bắc bán cầu và Nam bán cầu có dải áp thấp xích đạo với đặc trưng thời tiết là mưa rào và dông. Phạm vi mưa rào và dông có thể ảnh hưởng đến cả vùng phó nhiệt đới. Hoàn lưu tín phong ở vùng vĩ độ thấp hình thành và duy trì với tốc độ gió khoảng 2 đến 7 m/s. Tất nhiên khi có ảnh hưởng của xoáy thuận nhiệt đới thì tốc độ gió còn lớn hơn nhiều mặc dù xoáy thuận ở vùng vĩ độ thấp hình thành với quy mô không lớn lắm, song cường độ hoạt động lại khá mạnh. b) Sóng trong gió Đông ở vĩ độ thấp đới gió Đông cũng thường xuất hiện các dao động sóng gọi là sóng trong gió Đông gọi tắt là sóng Đông. Độ dài của sóng Đông từ 600 - 800 km có khi tới 1000 km. Sóng Đông “vận chuyển” các trung tâm biến áp ở mặt đất từ Đông sang Tây, do đó nó có vai trò rất lớn trong dự báo bão. Chế độ mưa kèm theo sóng Đông khá lớn và giảm dần ra sau trục rãnh. Khi gặp đảo, đất liền thì đối lưu phát triển và cho mưa to. Tốc độ di chuyển của sóng Đông phụ thuộc chủ yếu vào vĩ độ địa lý, độ dài bước sóng của nó, chiều rộng nhiễu động và tốc độ của gió Đông. Theo kết quả nghiên cứu của Haouýt, khi nhiễu động khá nhỏ thì tốc độ di chuyển của sóng Đông xấp xỉ bằng tốc độ của gió Đông. Trong tính toán, tốc độ sóng sẽ mang giá trị dương khi sóng di chuyển về phía Tây, trị số âm khi sóng di chuyển về phía Đông và bằng 0 (hay còn gọi là sóng tĩnh) khi sóng không di chuyển. 4.1.3 Xoáy thuận nhiệt đới, bão 1) Giới thiệu Xoáy thuận xuất hiện ở vùng có vĩ độ ϕ = 5 ÷ 20o trên những miền nhất định của cả hai bán cầu trái đất với građiăng khí áp nằm ngang lớn, gió mạnh được gọi là xoáy thuận nhiệt đới.
Cường độ xoáy thuận nhiệt đới thường đạt 960 đến 970 mb; tốc độ gió ở vùng gần trung tâm đạt từ 20 đến 30 m/s, đôi khi lên tới 50 m/s; hướng gió gần như song song với đường đẳng áp. Đường kính xoáy thuận nhiệt đới trong thời kỳ phát triển d khoảng 1000 km. Trong dự báo thời tiết ở Việt Nam, xoáy thuận nhiệt đới có tốc độ gió ở vùng gần trung tâm xoáy nhỏ hơn hoặc bằng cấp 7 được gọi là áp thấp nhiệt đới và lớn hơn cấp 7 được gọi là bão. Xoáy thuận nhiệt đới và bão phát sinh, phát triển và di chuyển chủ yếu trên đại dương, khi vào đất liền chúng thường bị đầy lên một cách nhanh chóng. Xoáy thuận nhiệt đới và bão di chuyển theo rìa của cao áp cận nhiệt, lúc đầu theo hướng từ Đông sang Tây trong đới tín phong, sau ngoặt lên phía Bắc hoặc Đông Bắc theo quỹ đạo parabol. Xoáy thuận nhiệt đới và bão tồn tại không liên quan đến front mà tham gia chuyển động quay trong một khối không khí nóng đồng nhất. Toàn bộ hệ thống xoáy đi lên cực kỳ mãnh liệt và hình thành mây, mưa trên một vùng rộng lớn. Riêng bão, ở vùng trung tâm gọi là “mắt bão” là vùng gió yếu, thậm chí yên tĩnh, quang mây. ở nước ta, xoáy thuận nhiệt đới và bão thường phát sinh ở Tây Nam Thái Bình Dương vào khoảng vĩ độ 10 đến 20o Bắc và kinh độ 130 đến 145o Đông. Có hai ổ bão thường sản sinh ra những áp thấp nhiệt đới và bão di chuyển ảnh hưởng đến nước ta, đó là: ổ trên Thái Bình Dương và ổ trên biển Đông. Thời gian ảnh hưởng đến nước ta từ tháng VI đến tháng XII thay đổi theo các khu vực như sau: + Từ Móng Cái đến Thanh Hóa: từ tháng VI đến tháng IX. + Từ Thanh Hóa đến Bình Trị Thiên: từ tháng VII đến tháng X. + Từ Bình Trị Thiên đến Thuận Hải: từ tháng VIII đến tháng XI. + Từ Thuận Hải đến Minh Hải: từ tháng IX đến tháng XII. 2) Quá trình hình thành và phát triển của xoáy thuận nhiệt đới, bão a) Quá trình hình thành Có nhiều thuyết nói về xoáy thuận nhiệt đới, bão: * Thuyết đối lưu nhiệt (Môn): Thuyết đối lưu nhiệt giải thích sự hình thành bão bằng chuyển động thẳng đứng phát triển mạnh mẽ trên vùng nước nóng ở đại dương. Nhân tố hỗ trợ là độ ẩm lớn và sự giải phóng tiềm lượng nhiệt do ngưng kết. Đây chỉ là điều kiện cần song chưa đủ. * Thuyết front (Nauy): Thuyết front cho rằng dao động của front nhiệt đới khi có những dự trữ năng lượng không ổn định lớn, từ đó xuất hiện những chênh lệch nhiệt độ đủ để xoáy thuận nhiệt đới, bão xuất hiện. Do tính chất xác định và thời điểm xuất hiện những chênh lệch này không rõ ràng nên cũng chưa phải là điều kiện đủ. * Thuyết sóng khí áp (Rossby): Thuyết sóng khí áp cho rằng xoáy thuận nhiệt đới, bão có liên hệ với các sóng khí áp (rãnh trên cao) di chuyển trong tầng đối lưu (tức là sóng Đông). Khi sóng Đông mất ổn định (tăng biên độ) sẽ tạo xoáy và bão. Song tính chất và độ mất ổn định cũng chưa rõ. Như vậy, tuy rằng chưa có một học thuyết nào hoàn chỉnh để giải thích được sự hình thành của xoáy thuận nhiệt đới và bão nhưng các nhà bác học thuộc khoa
học khí tượng hiện đại đã đi đến thừa nhận các điều kiện cơ bản để hình thành xoáy thuận nhiệt đới và bão như sau: (1) - Độ bất ổn định cao của khí quyển trong một lớp dày (> 10 km) trong một phạm vi rộng, nó gây nên bởi sự tương phản về nhiệt độ giữa không khí dưới thấp và trên cao và trạng thái bão hoà ẩm của không khí. Do vậy, xoáy thuận nhiệt đới và bão thường phát sinh trên các vùng biển nhiệt đới; thông thường nhiệt độ nước biển từ 26 ÷ 27oC. Nhiệt độ ban đầu cao, tiềm nhiệt giải phóng do ngưng kết chính là nguồn năng lượng bất ổn định W khổng lồ đảm bảo cho dòng thăng phát triển mạnh mẽ. (2) - Cần có các nhân tố kích thích ban đầu; đó là những nhiễu động động lực tạo ra dòng thăng. Các nhiễu động này có nguồn gốc rất khác nhau: hay gặp nhất là sự thăng mạnh mẽ trong khu vực hội tụ chí tuyến mỗi khi độ hội tụ tăng cường khí quyển; nhiễu động xuất hiện trong sóng Đông; hoặc sự thăng mạnh mẽ do bề mặt nóng tại địa phương. (3) - Cũng cần đảm bảo độ lệch hướng để tạo xoáy. Người ta còn thấy ở các vùng có vĩ độ ϕ < 5o xoáy thuận nhiệt đới và bão cũng không phát sinh. b) Quá trình phát triển Cuộc đời một xoáy thuận nhiệt đới, bão thông thường từ 5, 6 ngày đến 1 tuần (tất nhiên cũng có những con chỉ vài giờ, song cũng có con tới vài tuần). Có thể chia thành 4 giai đoạn phát triển: - Giai đoạn hình thành: Giai đoạn hình thành bắt đầu từ khi có biểu hiện xoáy cho tới khi có đường đẳng áp khép kín với trị số áp xuống đến 1000 mb. Giai đoạn này khí áp khơi sâu chậm chạp, hình thành hệ thống các đường dòng với cấp gió đạt áp thấp nhiệt đới. - Giai đoạn trẻ: Giai đoạn trẻ, cường độ xoáy thuận nhiệt đới đạt trình độ bão với biểu hiện khí áp giảm rất nhanh; mắt bão xuất hiện khá rõ; mây mưa trong một dải hẹp, hình thành những đới hướng vào tâm. Khí áp ở tâm xoáy P đạt cực tiểu, tốc độ gió lớn. Giai đoạn này khả năng phá hoại lớn bắt đầu hoạt động. - Giai đoạn thành thục: Giai đoạn thành thục, khí áp tại tâm xoáy không giảm nữa, tốc độ gió cực đại không tăng nữa; phạm vi gió mạnh mở rộng ra. Giai đoạn này bão di chuyển và mang theo khu vực gió to và thời tiết ác liệt trên đường đi của nó. - Giai đoạn đầy và tan đi: Khi di chuyển về phía vĩ độ cao hay vào vùng đới gió Tây thì bão đầy dần lên và phạm vi thu nhỏ lại, hoặc khi đổ bộ vào đất liền do ảnh hưởng của ma sát và hội tụ mà khí áp tại tâm tăng lên, xoáy thuận nhiệt đới, bão tan dần đi. 3) Cấu trúc thời tiết của bão a) Trường áp ở mặt đất Đường đẳng áp trong bão trên bản đồ thời tiết có thể hình tròn hoặc bầu dục, rất xít nhau, khí áp ở tâm bão rất thấp. Tại tâm bão người ta ký hiệu Vùng tâm thấp được gọi là mắt bão; một cơn bão có thể có 1 hoặc 2 mắt bão. Bão xuất hiện, trường khí áp biến đổi khá rõ: khi bão đến gần khí áp giảm nhanh, bão đi qua khí áp tăng nhanh. b) Trường gió và trường nhiệt
- Trường gió: Khu vực ảnh hưởng của bão tốc độ gió mạnh lên rõ rệt. Gió bão thường có tốc độ lớn hơn 60 m/s (các công trình kiến trúc bị đổ) có thể lên tới 80 ÷ 100 m/s và xoáy ngược chiều kim đồng hồ và hướng vào tâm. Trong bão gió giật từng cơn và đổi chiều trong một phạm vi tương đối hẹp. Riêng vùng mắt bão hầu như lặng gió. Đo gió trong bão khó khăn, trong nghiệp vụ có thể dùng các công thức để tính gió ở vùng gần trung tâm. Ví dụ: (ΔP: giữa tâm và rìa) vmax = 4,5 ΔP - Trường nhiệt: Nhiệt độ ở mắt bão và rìa bão không khác nhau nhiều, song nhiệt độ thế vị θ lại tăng từ ngoài vào trong, độ ẩm riêng q cũng hướng vào trong. Tuy nhiên, ở phạm vi ngoài đường đẳng áp 990 mb thì θ, q không thay đổi như vậy. c) Mắt bão Km Mắt bão là hiện tượng đặc biệt điển hình 18 - nhất của khí quyển vùng nhiệt đới với đường kính d vào khoảng 20 ÷ 30 km, đôi khi 60 ÷ 9- 70 km. Vùng ngoài mắt bão là các dòng thăng thúc đẩy sự hình thành hệ thống mây, mưa trong bão; trong mắt bão tồn tại các dòng giáng, do vậy tại mắt bão, mưa ngừng rơi đột ắ Hình 4-12 ngột, mây tiêu tan, trời trong sáng, sức gió giảm đột ngột, có khi lặng gió; người ta có cảm tưởng “nóng bức, ẩm”, đôi khi “không thể thở được” (hình 4-12). d) Hệ thống mây, mưa - Mây: hình ảnh mây làm chúng ta dễ dàng phát hiện ra bão trên ảnh mây vệ tinh. Mây tầng thấp gần trung tâm bão là: St chân thấp, sát mặt biển, cao 7 - 8 km. Mây tầng trung bình gần tâm bão là: As, cao 3 - 5 km; xa tâm giảm dần. Mây tầng cao chủ yếu là Ci, gần tâm có Cs. Quanh mắt bão có mây vũ tích Cb dày 8 - 9 km. - Mưa: Quan trắc mưa trong bão rất khó khăn không chỉ vì mức độ ác liệt của bão mà còn do mưa không chỉ rơi theo chiều thẳng đứng mà nhiều khi do tác dụng của gió bão mà nước mưa lại theo chiều ngang hoặc chiều xiên bay tới...
Mưa trải dài theo hướng di chuyển, phân bố cường độ mưa cực đại thường thành dải hình xoáy (hình 4-13). Khi bão đổ bộ vào đất liền, do ảnh hưởng của địa hình sự phân bố mưa phức tạp hơn rõ rệt. Mưa lớn nhất ở gần trung tâm (thường cách tâm bão khoảng từ 100 - 200 km); không có sấm sét (sấm sét chỉ có thể xảy ra ở vùng rìa hoặc khi bão tan). Lượng mưa một trận bão từ 500 ~ 2500 mm. Diện mưa cỡ vài, ba tỉnh. Thời gian mưa trung bình Hình 4-13 từ nửa ngày đến 3 - 4 ngày. e) Sự di chuyển của bão Có thể hình dung xoáy thuận nhiệt đới, bão như một xoáy nước bị dòng nước cuốn trôi đi. Do vậy, sự di chuyển của chúng rất phức tạp và phụ thuộc vào hình thế thời tiết trong từng khu vực; vào các cao áp, thấp áp mạnh yếu trên đường đi mà chúng gặp phải. Nguyên nhân di chuyển của bão gồm: nguyên nhân nội lực (tự xoáy) và ngoại lực (ngoài xoáy). Có nhiều học thuyết về sự di chuyển của xoáy thuận nhiệt đới. Đáng chú ý là lý thuyết dòng dẫn đường. Thuyết này cho rằng: vì bão là một cơ cấu khí áp không gian nên chúng di chuyển theo hướng của dòng sông dẫn đường ở trên cao. Kiben đề nghị lấy hướng của các đường đẳng cao trên mực đẳng áp 600 mb làm hướng của dòng sông dẫn đường cho sự di chuyển của bão. ở Nhật bản người ta dùng trường biến dạng trên cao để xác định sự di chuyển của bão. Các nhà khí tượng Nhật bản cho rằng bão di chuyển theo hướng vuông góc với trục qua điểm Hypecbolic với rãnh thấp của trường biến dạng trên cao (hình 4-14). Trường phái Marion (Cu Ba) quan niệm rằng bão di chuyển phụ thuộc vào sự di chuyển của các trung tâm cao áp điển hình thuộc khu vực Đại Tây Dương (hình 4-15). Vận tốc trung bình của xoáy thuận nhiệt đới, bão (tốc độ di chuyển của tâm bão) vào khoảng từ 10 đến 30 km/h. Bão di chuyển càng chậm thì khả năng phá hoại trên đường đi của nó càng lớn. Hướng di chuyển ể Hướng di chuyển của Hình 4-14 Hình 4-15 f) Các hiện tượng hải văn liên quan đến bão
- Sóng bão: Gió thổi trên biển gây ra sóng gọi là sóng bão. Sóng bão phụ thuộc vào tốc độ gió bão. Sóng bão có thể hình thành với độ cao tới 15 m, truyền đi xa hàng nghìn km, rồi đổ vào bờ. Dựa vào phương truyền sóng bão chúng ta có thể dự báo được hướng đi của bão. - Thủy triều bão: Gió tạo sóng song nói chung sóng không chuyển nước từ nơi này đến nơi khác, song khi gió thổi lâu, ổn định, mạnh mẽ thì tạo thành dòng nước. Do vậy, trước bão có một dòng nước biển tạo thành, gặp bờ thì dâng lên là thủy triều bão. Thủy triều bão có khi xuất hiện cách xa tâm bão khá xa tới 700-800 km và có thể kết hợp với thủy triều biển dẫn đến nước dâng gây ngập lụt lớn vùng ven biển. 4.2 Các khối không khí ở Bắc bán cầu và ảnh hưởng của chúng đến Việt Nam 4.2.1 Các khối không khí ở Bắc bán cầu Theo cách phân loại địa lý, ở Bắc bán cầu có 4 loại khối không khí chủ yếu sau: 1) Khối không khí Bắc Băng Dương: hình thành trên biển Bắc Băng Dương, mang tính chất lạnh khô. 2) Khối không khí cực đới: hình thành ở vùng vĩ độ ϕ = 40 ÷ 650B vào mùa hè; ở vùng vĩ độ ϕ = 50 ÷ 700B vào mùa đông. 3) Khối không khí nhiệt đới: hình thành ở vùng vĩ độ ϕ = 10 ÷ 300B. Mùa hè có thể lan tới vùng vĩ độ ϕ = 40 ÷ 500B. 4) Khối không khí xích đạo: hình thành ở vùng gặp gỡ của 2 đới tín phong Bắc và Nam bán cầu; nó di chuyển theo mùa. 4.2.2 Các khối không khí ảnh hưởng đến Việt Nam Cần khẳng định rằng: Sự luân phiên nhau tác động của các khối không khí đến Việt Nam đã mang lại sự tương phản sâu sắc giữa hai mùa và tạo nên tình huống phức tạp trong diễn biến thời tiết, trong khí hậu từng mùa ở nước ta. 1) Các khối không khí ảnh hưởng vào mùa đông Mùa đông ở nước ta chịu ảnh hưởng của hai khối không khí thịnh hành là không khí cực đới lục địa biến tính và không khí nhiệt đới biển Đông. a) Khối không khí cực đới lục địa biến tính Khối không khí cực đới lục địa biến tính bắt nguồn từ lục địa châu á (Xibêri - Mông Cổ) tràn vào nước ta bằng 2 con đường: biến tính qua lục địa và biến tính qua biển. - Khối không khí cực đới biến tính qua lục địa: Thời gian hoạt động vào các tháng nửa đầu mùa đông và thịnh hành vào các tháng giữa mùa đông: XII, I. Khi ảnh hưởng đến nước ta, không khí cực đới đã biến tính nhiều song nó vẫn là không khí lạnh và khô nhất ở nước ta. Không khí cực đới biến tính gặp không khí nóng đang ngự trị trên nước ta tạo thành front với thời tiết âm u và cho mưa rào. Khi đã ngự trị trên lãnh thổ nước ta, không khí cực đới biến tính qua lục địa đem lại một kiểu thời tiết là: nền nhiệt độ thấp, biên độ ngày đêm lớn, độ ẩm nhỏ, quang mây.
Đây là nguyên nhân của những ngày hanh khô ở miền Bắc nước ta và tính chất hanh khô giảm rõ khi đi vào miền Trung và không thấy nữa ở miền Nam. - Khối không khí cực đới biến tính qua biển: Thời gian hoạt động vào các tháng nửa cuối mùa đông, đặc biệt thịnh hành vào các tháng cuối mùa đông: II, III. Khi ảnh hưởng đến Việt Nam, nó đã đi qua một quãng đường dài trên biển nên trạng thái không khí hầu như đều đạt tới bão hoà. Với nền nhiệt độ thấp, độ ẩm cao gần tới bão hoà và tầng kết ổn định, không khí cực đới biến tính qua biển quy định một kiểu thời tiết đặc sắc là: lạnh và cực kỳ ẩm ướt kèm theo mưa phùn rất đặc sắc tiêu biểu cho Bắc Bộ vào nửa cuối mùa đông. b) Khối không khí nhiệt đới biển Đông Khối không khí nhiệt đới biển Đông hình thành ngay trên biển Đông. Nó vốn là không khí cực đới từ cao áp Xêbêri bị biến tính tràn xuống phía Nam, lan sang phía Đông và tồn tại lâu trên biển Đông, được nhiệt đới hoá mà hình thành (không phải là không khí biển hình thành từ cao áp cận chí tuyến). Trong suốt các tháng mùa đông, không khí nhiệt đới biển Đông đều có thể ảnh hưởng đến nước ta. So với không khí cực đới lục địa biến tính thì không khí nhiệt đới biển Đông nóng và ẩm hơn rõ rệt; song so với không khí nhiệt đới biển “chân chính” (từ Tây Bắc Thái Bình Dương) thì lạnh hơn và độ ẩm riêng cao hơn. Nói chung, không khí nhiệt đới biển Đông tràn tới nước ta vào mùa đông quy định một kiểu thời tiết ấm, đôi khi trở thành nóng bức. Phần lãnh thổ phía Bắc, không khí nhiệt đới biển Đông phát huy xen kẽ với không khí cực đới biến tính mỗi khi gió mùa Đông Bắc suy yếu, đem lại cho đồng bằng, trung du Bắc Bộ một loại hình thời tiết đặc sắc đó là “nồm” đôi khi kèm theo mưa phùn. Phần lãnh thổ phía Nam không khí nhiệt đới biển Đông chính là gió mùa mùa đông (gió mùa Đông Bắc), chỉ có những tháng đầu và cuối mùa đông nó mới có thể bị lu mờ khi không khí nhiệt đới biển Bắc Thái Bình Dương tràn tới. 2) Các khối không khí ảnh hưởng vào mùa hè Mùa hè ở nước ta chịu ảnh hưởng của 4 khối không khí thịnh hành là: khối không khí nhiệt đới biển Vịnh Bengan, khối không khí xích đạo, khối không khí nhiệt đới biển Bắc Thái Bình Dương và khối không khí nhiệt đới lục địa phía Tây. a) Khối không khí nhiệt đới Vịnh Bengan Phát sinh trên biển nhiệt đới Bắc ấn Độ Dương, không khí nhiệt đới Vịnh Bengan đi vào nước ta theo hai con đường: hoặc là từ phía Tây tới, hoặc từ phía Nam đi lên. Thời kỳ thịnh hành nhất của không khí nhiệt đới Vịnh Bengan ở nước ta vào các tháng đầu mùa hạ với đặc điểm là không khí nóng ẩm với thời tiết nóng, kèm dông nhiệt. Đối với phần lãnh thổ phía Bắc, không khí nhiệt đới Vịnh Bengan sau khi trải qua một quá trình biến tính mạnh trên đất liền phần Tây bán đảo Đông Dương, sau đó lại do hiệu ứng phơn khi qua dãy Trường Sơn nên nó đã đem lại một loại hình thế thời tiết của gió Tây Nam khô nóng đặc trưng ở Tây Bắc và Trung Bộ. Riêng vùng đồng bằng Bắc Bộ do tác dụng của áp thấp Bắc Bộ (hình thành thuộc lục địa nóng vào mùa
hè) mà không khí vòng qua vịnh Bắc Bộ để vào đất liền với hướng Đông Nam nên Bắc Bộ mát, ẩm hơn và hầu như không có Tây Nam khô nóng. Đối với phần lãnh thổ phía Nam, không khí nhiệt đới vịnh Bengan ít bị biến tính hơn, các thuộc tính về nhiệt ẩm hầu như được giữ nguyên nên nhiệt độ Nam Bộ sẽ thấp hơn ở miền Bắc và độ ẩm lại cao hơn. Một đặc điểm nổi bật cần nhấn mạnh là: với trữ lượng ẩm cao, độ dày lớn, khối không khí nhiệt đới Vịnh Bengan có khả năng cho mưa trên diện rộng đặc biệt là khi có kết hợp nhiễu động khí quyển như rãnh thấp, đường đứt... b) Khối không khí xích đạo Không khí xích đạo ảnh hưởng đến Việt Nam suốt mùa hè và chia làm 2 thời kỳ: thời kỳ đầu xen kẽ không khí nhiệt đến Vịnh Bengan và thời kỳ thịnh hành từ tháng VII đến tháng IX. Không khí xích đạo quy định thời tiết xấu, nhiều mây, mưa lớn góp phần đáng kể vào lượng mưa mùa hè ở Việt Nam. c) Khối không khí nhiệt đới Bắc Thái Bình Dương Không khí nhiệt đới Bắc Thái Bình Dương là khối không khí nhiệt đới biển thuần tuý, nó ảnh hưởng đến nước ta trong suốt mùa hạ. Không khí nhiệt đới Bắc Thái Bình Dương ảnh hưởng đến nước ta dưới dạng lưỡi cao áp; vì vậy khi nó ngự trị trên lãnh thổ Việt Nam thì thời tiết đặc trưng là quang mây và trong sáng. Cũng cần lưu ý rằng: khi bắt đầu tiến vào đất liền, do ảnh hưởng của mặt đất nóng sẵn, nhất là khi có điều kiện động lực thuận lợi như rãnh, đường đứt, front... thì có thể gây dông và cho mưa lớn (chớp đông nhay nháy gà gáy thì mưa). d) Khối không khí nhiệt đới lục địa phía Tây Không khí nhiệt đới lục địa phía Tây có thể liên quan đến vùng cao áp trên không cao nguyên Tây Tạng. Nó thường đè lên không khí nhiệt đới hay không khí xích đạo, do đó tầng kết rất ổn định. Đặc điểm thời tiết của không khí nhiệt đới lục địa phía Tây là rất nóng, khô và vẩn đục điển hình. Phạm vi ảnh hưởng của không khí nhiệt đới lục địa phía Tây là phần lãnh thổ phía Bắc (ít ra cũng là vùng Tây Bắc - có thể khống chế cả tầng thấp). Nếu duy trì sự ảnh hưởng này thì sẽ gây ra hạn hán nặng nề ở Bắc Bộ và Tây Bắc. Ngoài các khối không khí kể trên, những tháng đầu và cuối mùa ở phần lãnh thổ phía Bắc còn chịu ảnh hưởng của không khí cực đới biến tính sớm hoặc muộn - khi đó điều đáng quan tâm là sẽ xuất hiện các nhiễu động gây mưa lớn như front, đường đứt. Đây cũng là nguồn đóng góp đáng kể vào lượng mưa năm. 4.3 Gió mùa trong điều kiện Việt Nam 4.3.1 Khí hậu Việt nam là khí hậu nhiệt đới gió mùa Khí hậu Việt Nam thuộc loại hình đặc biệt đó là khí hậu nhiệt đới gió mùa. Đặc điểm của loại hình khí hậu này là: có những thuộc tính cơ bản của khí hậu nhiệt đới song do ảnh hưởng của gió mùa tính chất nhiệt đới không còn thuần khiết nữa mà đem