Khí tượng Synop nhiệt đới - Trần Công Minh

Chia sẻ: Lan Lan | Ngày: | Loại File: PDF | Số trang:229

Thêm vào BST

Báo xấu

419
lượt xem 61
download

Download Vui lòng tải xuống để xem tài liệu đầy đủ

Sau chiến tranh thế giới thứ hai, cùng với sự hình thành và phát triển của khí tượng hiện đại và sau này khi nguồn số liệu ngày càng phong phú thì càng có nhiều bằng chứng về sự biến đổi phức tạp của các quá trình khí quyển nhiệt đới.

Chủ đề:

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

Lưu

Nội dung Text: Khí tượng Synop nhiệt đới - Trần Công Minh

TRẦN CÔNG MINH KHÍ TƯỢNG SYNÔP NHIỆT ĐỚI NHÀ XUẤT BẢN ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI 1
PHẦN II. HỌC THUYẾT VỀ THỜI TIẾT MIỀN NHIỆT ĐỚI Sau chiến tranh thế giới thứ hai, cùng với sự hình thành và phát triển của khí tượng hiện đại và sau này khi nguồn số liệu ngày càng phong phú thì càng có nhiều bằng chứng về sự biến đổi phức tạp của các quá trình khí quyển nhiệt đới. Thái Bình Dương đầy bão tố với tần suất bão gấp đôi các vùng khác trên thực tế không bình yên như tên gọi của nó. Nhiều quá trình tương tác giữa hoàn lưu ôn đới và hoàn lưu nhiệt đới như tương tác giữa front lạnh của chuỗi xoáy miền ôn đới và dải hội tụ nhiệt đới đem lại hậu quả lũ lụt nghiêm trọng với lượng mưa trên 1000mm/ngày (gấp đôi lượng mưa năm của miền ôn đới) đã thay đổi cách nhìn của các nhà khí tượng miền ôn đới và thu hút sự quan tâm, thúc đẩy các công trình nghiên cứu phối hợp đối với miền nhiệt đới và trên quy mô toàn cầu. Trong phần II của chương trình khí tượng synôp này sẽ trình bày những cơ chế và đặc điểm chủ yếu của hoàn lưu nhiệt đới, các thành phần cơ bản của hoàn lưu nhiệt đới như gió mùa, tín phong, dải hội tụ nhiệt đới, bão, dông và các phương pháp dự báo bão, dông, những hiện tượng thời tiết đặc biệt ở miền nhiệt đới, những kiến thức cần cho sinh viên ngành khí tượng. After the Second World War, with the progress of the Modern Meteorology and the abundant of the meteorological data, there are a lot of evidences about the complex variability of the atmospheric processes in the Tropics. Pacific Ocean with the double frequency of Typhoons in comparing with other oceans is not calm as its name. Many interactive processes between middle latitude and tropical circulations such as interaction between cold front of cyclone families and ITCZ causing flash- flood with rainfall amount more than 1000 mm/day (equal double annual rainfall amount in the middle latitudes), which changed the mind of the Meteorologists and attracted the interesting and improved cooperative studying in the tropical and global regions. In the second part of the book on Synoptic Meteorology, we present the main mechanisms and features of the tropical circulation: monsoon, trade wind, intertropical convergence zone, tropical cyclones, eastward waves, thunderstorms, forecasting methods on tropical cyclones and thunderstorms, the particular phenomena in the Tropics, which are necessary for students specializing on Meteorology. 2
MỤC LỤC CHƯƠNG 1. NHỮNG ĐỘNG LỰC VÀ NGUỒN NĂNG LƯỢNG CƠ BẢN CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI ............................................................................................ 7 1.1. RANH GIỚI MIỀN NHIỆT ĐỚI ...................................................................... 7 1.2. CÂN BẰNG NĂNG LƯỢNG NHIỆT CỦA MẶT ĐẤT VÀ KHÍ QUYỂN........................................................................................................ 7 1.3. NHỮNG NHÂN TỐ VẬT LÝ CƠ BẢN ......................................................... 11 1.3.2. Nhiệt độ mặt biển....................................................................................... 12 1.3.3. Tương tác với hoàn lưu ôn đới ................................................................... 13 1.3.4. Các hiện tượng quy mô vừa và nhỏ ............................................................ 14 1.4. BẢO TOÀN MÔMEN QUAY VÀ SỰ TỒN TẠI ĐỚI GIÓ ĐÔNG NHIỆT ĐỚI VÀ ĐỚI GIÓ TÂY ÔN ĐỚI ............................................................................ 14 1.5. NHỮNG ĐẶC ĐIỂM CƠ BẢN CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI .................. 16 1.5.1. Phân bố theo vĩ độ của tốc độ gió, khí áp và tính phân kỳ, hội tụ.............. 16 1.5.2. Chuyển động thẳng đứng và dải mưa......................................................... 17 1.5.3. Sự biến đổi theo mùa của hoàn lưu nhiệt đới và sự bất đối xứng của hai bán cầu......................................................................................................................... 18 1.6. TRƯỜNG ÁP, TRƯỜNG GIÓ MIỀN NHIỆT ĐỚI ......................................... 19 1.6.1. Mô hình cơ bản của trường dòng và trường áp ......................................... 20 1.6.2. Trường gió, trường áp gần mặt đất ............................................................ 21 1.6.3. Bản đồ đường dòng phần dưới và phần trên tầng đối lưu trong hai mùa đối lập ................................................................................................................... 25 1.7. CHUYỂN ĐỘNG THẲNG ĐỨNG .................................................................. 30 1.8. DÒNG XIẾT MIỀN CẬN NHIỆT VÀ NHIỆT ĐỚI ........................................ 32 1.8.1. Dòng xiết cận nhiệt ..................................................................................... 32 1.8.2. Dòng xiết gió đông nhiệt đới mùa hè.......................................................... 34 1.9. GIÓ TẦNG BÌNH LƯU NHIỆT ĐỚI............................................................... 35 1.10. ÁP CAO CẬN NHIỆT TÂY THÁI BÌNH DƯƠNG VÀ ÁP CAO TIBET .. 36 1.10.1. Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương .................................................. 37 1.10.2. Áp cao Tibet .............................................................................................. 39 CHƯƠNG 2. HOÀN LƯU GIÓ MÙA Ở KHU VỰC ĐÔNG NAM Á ............... 41 2.1. KHÁI NIỆM CHUNG ..................................................................................... 41 2.2. CÁC TRUNG TÂM TÁC ĐỘNG VÀ CÁC ĐỚI GIÓ MÙA Ở ĐÔNG Á VÀ ĐÔNG NAM Á......................................................................................................... 43 2.3. CÁC NHÂN TỐ CƠ BẢN TRONG HOÀN LƯU GIÓ MÙA MÙA ĐÔNG . 45 2.4. XÂM NHẬP LẠNH VÀ HỆ THỐNG THỜI TIẾT.......................................... 50 2.5. SỰ GIÁN ĐOẠN CỦA GIÓ MÙA MÙA ĐÔNG.......................................... 59 2.6. CÁC CẤU TRÚC CƠ BẢN CỦA GIÓ MÙA MÙA HÈ ................................. 61 2.7. THỜI KỲ GIÓ MÙA TÍCH CỰC VÀ THỜI KỲ GIÓ MÙA THỤ ĐỘNG .... 63 2.8. SỰ BẮT ĐẦU VÀ KẾT THÚC CỦA GIÓ MÙA MÙA HÈ ........................... 69 2.9. ĐẶC ĐIỂM TẦNG KẾT NHIỆT, MÂY VÀ MƯA TRONG MÙA GIÓ MÙA MÙA HÈ................................................................................................................... 71 3
CHƯƠNG 3. TÍN PHONG, DẢI HỘI TỤ NHIỆT ĐỚI, SÓNG ĐÔNG VÀ SÓNG XÍCH ĐẠO...................................................................................................... 73 3.1. TÍN PHONG ...................................................................................................... 73 3.1.1. Đặc điểm cơ bản ........................................................................................ 73 3.1.2. Độ ẩm và nghịch nhiệt tín phong................................................................ 73 3.2. DẢI HỘI TỤ NHIỆT ĐỚI................................................................................. 77 3.2.1. Định nghĩa, cấu trúc .................................................................................. 77 3.2.2. Cơ chế hình thành...................................................................................... 82 3.2.3. Sự dịch chuyển của dải hội tụ nhiệt đới.................................................... 84 3.3. SÓNG ĐÔNG ................................................................................................... 85 3.4. SÓNG XÍCH ĐẠO ............................................................................................ 88 CHƯƠNG 4. HOẠT ĐỘNG CỦA ÁP THẤP NHIỆT ĐỚI VÀ BÃO Ở BIỂN ĐÔNG VÀ TÂY THÁI BÌNH DƯƠNG. DỰ BÁO BÃO VÀ ÁP THẤP NHIỆT ĐỚI ............................................................................................................................... 92 4.1. ĐỊNH NGHĨA VÀ PHÂN LOẠI ...................................................................... 92 4.2.TẦN SUẤT BÃO Ở MIỀN TÂY BẮC THÁI BÌNH DƯƠNG VÀ BIỂN ĐÔNG ................................................................................................................................... 93 4.3. ĐẶC TRƯNG CƠ BẢN CỦA BÃO ................................................................. 96 4.3.1. Trường áp .................................................................................................. 96 4.3.2. Trường chuyển động ................................................................................... 97 4.3.3. Trường nhiệt ............................................................................................ 100 4.3.4. Hệ thống mây ........................................................................................... 102 4.4. CÁC GIAI ĐOẠN PHÁT TRIỂN CỦA BÃO ................................................ 104 4.5. SỰ HÌNH THÀNH BÃO................................................................................ 107 4.5.1. Các điều kiện hình thành bão .................................................................. 107 4.5.2. Hình thế synôp và sự hình thành bão ...................................................... 110 4.5.3. Theo dõi sự hình thành bão ..................................................................... 115 4.6. SỰ DI CHUYỂN CỦA BÃO ......................................................................... 116 4.7. THEO DÕI VÀ DỰ ĐOÁN SỰ HÌNH THÀNH BÃO ................................. 122 4.8. SỰ TAN RÃ CỦA BÃO ................................................................................. 125 4.9. DỰ BÁO SỰ DI CHUYỂN CỦA BÃO........................................................ 128 4.9.1. Xác định tâm bão ...................................................................................... 128 4.9.2. Dự báo quỹ đạo bão.................................................................................. 138 CHƯƠNG 5. MÂY TÍCH VÀ CÁC HỆ THỐNG THỜI TIẾT QUY MÔ VỪA: DÔNG, LỐC, MƯA ĐÁ, VÒI RỒNG................................................................... 144 5.1. KHÁI NIỆM CƠ BẢN VỀ MÂY TÍCH VÀ DÔNG...................................... 144 5.1.1. Định nghĩa và cấu trúc mây dông mạnh................................................... 144 5.1.2. Phân loại dông......................................................................................... 144 5.1.3. Tổ chức ổ dông ......................................................................................... 145 5.2. CÁC DẠNG DÒNG THĂNG ĐỐI LƯU........................................................ 147 5.2.1 Dòng thăng do bụm khí riêng lẻ .............................................................. 148 5.2.2 Sự mở rộng của bụm khí trong dòng thăng khi lên cao............................ 148 5.2.3 Dòng thăng liên tục.................................................................................. 149 5.3. CÁC GIAI ĐOẠN PHÁT TRIỂN CỦA Ổ DÔNG THƯỜNG....................... 149 4
5.4. DÔNG FRONT LẠNH - DÔNG ĐƠN,DÔNG ĐA Ổ KHÔNG MẠNH ....... 151 5.5. DÔNG SIÊU Ổ ............................................................................................... 152 5.6. CÁC LOẠI Ổ TRONG DÔNG MẠNH .......................................................... 155 5.6.1. Dông siêu ổ (super cell)........................................................................... 155 5.6.2. Dông đường tố .......................................................................................... 158 5.6.3. Các giai đoạn phát triển của siêu ổ dông................................................. 162 5.6.4. Các biến dạng của siêu ổ dông................................................................. 162 5.7. MƯA ĐÁ ......................................................................................................... 163 5.7.1. Sự lớn lên của hạt đá ............................................................................... 163 5.7.2. Dòng thăng mạnh, điều kiện cho sự hình thành mưa đá ......................... 163 5.8. LỐC VÀ VÒI RỒNG ...................................................................................... 166 5.8.1. Lốc siêu ổ dông ......................................................................................... 167 5.8.2. Lốc không do siêu ổ .................................................................................. 167 5. 8.3. Lốc không có siêu ổ ................................................................................. 168 5.8.4. Đặc trưng của lốc .................................................................................... 168 5.8.5. Cấu trúc và các giai đoạn phát triển của vòi rồng................................... 169 5.9. NHỮNG ĐIỀU KIỆN CẦN CHO SỰ PHÁT TRIỂN DÔNG....................... 171 5.9.1. Những điều kiện nhiệt động lực................................................................ 171 5.10. CÁC HÌNH THẾ SYNÔP VÀ ĐIỀU KIỆN ĐỊA HÌNH TẠO HỘI TỤ MỰC THẤP CHO CƠ CHẾ NÂNG KHỞI ĐẦU DÔNG .............................................. 173 5.11. CÁC NHÂN TỐ MÔI TRƯỜNG ĐẶC BIỆT TRONG SỰ PHÁT TRIỂN CỦA DÔNG MẠNH .............................................................................................. 180 5.12. CƠ SỞ LÝ THUYẾT DỰ BÁO DÔNG ..................................................... 186 5.13. PROFILE NHIỆT ẨM ĐẶC TRƯNG TRƯỚC CƠN DÔNG ..................... 187 5.14. CÁC NHÂN TỐ BIẾN ĐỔI PROFILE NHIỆT ẨM .................................... 192 5.14.1. Các quá trình làm biến đổi profile nhiệt ............................................... 193 5.14.2. Những quá trình biến đổi profile ẩm ...................................................... 194 5.15. TRÌNH TỰ VÀ KỸ THUẬT DỰ BÁO PROFILE NHIỆT ẨM BUỔI TRƯA PHÍA TRÊN LỚP BIÊN......................................................................................... 195 5.15.1. Trình tự dự báo profile nhiệt ẩm ........................................................... 195 5.15.2. Phân tích nhiệt động học đối với đường tầng kết trong dự báo dông.... 198 5.16. CÁC CHỈ SỐ DỰ BÁO DÔNG ................................................................... 199 5.16.1. Nhận xét chung ...................................................................................... 199 5.16.2. Thế năng có khả năng đối lưu ( CAPE).................................................. 200 5.16.3. Chỉ số tổng của tổng chỉ số (Total-total index) ...................................... 202 5.16.4. Chỉ số nâng bề mặt (Surface lifted index) .............................................. 203 5.17. CÁC THƯỚC ĐO SỰ CẢN TRỞ ĐỐI LƯU ............................................... 204 5.17.1. Chỉ số CIN ............................................................................................. 205 5.17.2. Chỉ số CAP và chỉ số tính cường độ cản trở đối lưu.............................. 205 5.18. KỸ THUẬT DỰ BÁO ĐƯỜNG TẦNG KẾT VÀ ĐƯỜNG ĐIỂM SƯƠNG ................................................................................................................................. 206 5.18.1. Nhận xét chung ...................................................................................... 207 5.19. SỐ RICHARDSON ĐỐI LƯU VÀ CHỈ SỐ NĂNG LƯỢNG XOÁY ........ 208 5.19.1. Số Richardson đối lưu............................................................................ 208 5
5.19.2. Ý nghĩa vật lý của số Richardson đối lưu ............................................. 209 5.19.3. Chỉ số năng lượng xoáy (EHI)................................................................ 211 5.19.4. Ý nghĩa vật lý của chỉ số năng lượng xoáy (EHI)................................... 211 5.20. GIẢI THÍCH TỔNG HỢP TÀI LIỆU THÁM SÁT DỰ BÁO DÔNG ....... 213 5.20.1. Đánh giá khả năng dòng thăng .............................................................. 214 5.20.2. Đánh giá sự cản dòng thăng.................................................................. 216 5.20.3. Đánh giá cỡ hạt mưa đá cực đại ........................................................... 217 5.20.4. Đánh giá khả năng của dòng giáng........................................................ 217 5.20.6. Đánh giá khả năng mưa lớn .................................................................. 220 5.21. VAI TRÒ CỦA ĐỘ ĐỨT THẲNG ĐỨNG CỦA GIÓ ................................ 220 5.21.1. Toán đồ mô tả profile gió ...................................................................... 221 5.21.2. Nguồn gốc của độ đứt thẳng đứng của gió............................................ 222 5.21.3. Hiệu ứng độ đứt thẳng đứng của gió với sự phát triển đối lưu .............. 222 5.21.4. Mối liên quan giữa độ đứt thẳng đứng của gió với sự phát triển dông. 223 5.21.5. Dự báo toán đồ gió ................................................................................. 224 5.22. ĐÁNH GIÁ KHẢ NĂNG THỜI TIẾT XẤU TRONG DÔNG ................... 224 5.22.1 Mưa lớn và lũ lụt đột ngột ...................................................................... 224 5.22.2 Dự báo mưa đá lớn có quy mô hạt ≥ 2 cm.............................................. 226 5.22.3. Dự báo đường gió mạnh. ........................................................................ 227 5.22.4. Dự báo lốc............................................................................................... 228 6
CHƯƠNG 1. NHỮNG ĐỘNG LỰC VÀ NGUỒN NĂNG LƯỢNG CƠ BẢN CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI 1.1. RANH GIỚI MIỀN NHIỆT ĐỚI Trước tiên ta hãy xác định khu vực nhiệt đới trên trái đất. Hiện nay có một số cách xác định miền nhiệt đới : theo quan điểm địa lý và theo quan điểm khí tượng. Miền nhiệt đới theo quan điểm địa lý là miền nằm ở hai phía xích đạo và giới hạn bởi vĩ tuyến gần vĩ tuyến 23,5o Bắc và Nam Bán cầu. Trong khí tượng người ta coi miền nhiệt đới là miền nằm giữa hai vĩ tuyến 30N và 30S, gần trùng với vị trí trung bình của trục cao áp cận nhiệt mỗi bán cầu, phần còn lại của trái đất được gọi là miền ngoại nhiệt đới. Trên trường gió mặt đất, miền nhiệt đới được đặc trưng bởi đới gió đông còn miền ngoại nhiệt đới là đới gió tây. Chính vì vậy trong khí tượng synôp người ta còn lấy ranh giới phân chia đới gió đông nhiệt đới và đới gió tây ở phần dưới tầng đối lưu (700mb) để xác định miền nhiệt đới. Như vậy, ranh giới này biến động theo mùa và phụ thuộc vào vị trí địa lý. 1.2. CÂN BẰNG NĂNG LƯỢNG NHIỆT CỦA MẶT ĐẤT VÀ KHÍ QUYỂN Mặt trời là nguồn năng lượng chính đối với các quá trình khí quyển trên trái đất. Miền nhiệt đới được giới hạn như trên thu nhận lượng bức xạ nhiệt lớn nhất trên trái đất và ở đây quá trình bốc hơi trên mặt biển cũng xẩy ra mạnh nhất. Chính vì vậy miền nhiệt đới là nguồn nhiệt và nguồn ẩm, từ đây các dòng khí và dòng biển vận chuyển nhiệt ẩm về miền vĩ độ cao. Tồn tại một sự cân bằng giữa lượng bức xạ mà khí quyển hấp thụ và lượng bức xạ phát ra từ hệ thống trái đất - khí quyển. Chính vì vậy mà nhiệt độ trung bình của mặt đất và của khí quyển hầu như không đổi trong thời gian dài. Mặt khác, chính hoàn lưu bằng các chuyển động kinh hướng và chuyển động thẳng đứng lại đảm bảo cân bằng nhiệt của từng phần trái đất : nhiệt độ của xích đạo có giá trị trung bình khá ổn định. 7
Kết quả tính trung bình nhiều năm của thông lượng bức xạ, lượng mưa, lượng bốc hơi và vận chuyển nhiệt dạng hiển nhiệt và ẩn nhiệt bốc hơi và ngưng kết là cơ sở để xây dựng các đường phân bố của các thông số này theo vĩ độ ở Bắc và Nam bán cầu (hình 1.1- 1.4). Phân bố bức xạ trên trái đất phụ thuộc trước hết vào vĩ độ địa lý. Trên hình 1.1 là sơ đồ tổng quát về cân bằng bức xạ theo vĩ tuyến. Mặt đất thu được bức xạ nhiệt dương ở hầu hết các vĩ độ, trừ phần nhỏ gần hai cực (cách cực khoảng 15o vĩ đối với mỗi bán cầu). Ở đây phát xạ nhiệt từ bề mặt băng tuyết lớn hơn lượng bức xạ nhận từ mặt trời. Mặt đất Khí quyển mất năng lượng phát xạ sóng dài nhỏ hơn là thu nhận từ mặt đất, vì vậy dòng Hệ thống trái đất - khí quyển nhiệt truyền từ mặt đất vào khí quyển, từ đó nhiệt lại truyền cho những lớp cao hơn và cuối Thừa cùng mất nhiệt vào không gian vũ trụ. Thiếu Thiếu Hình 1.1 Phân bố thông lượng bức xạ trung bình Khí quyển năm theo vĩ tuyến của mặt đất, khí quyển và hệ thống trái đất- khí quyển (Seller, 1965) Cân bằng bức xạ của hệ thống trái đất-khí quyển là tổng cả hai cân bằng bức xạ cho mặt đất và khí quyển. Đối với khí quyển cân bằng bức xạ dương đối với miền nội nhiệt đới (giới hạn 40o S và 40o N) và âm đối với miền ngoại nhiệt đới. Phần thừa bức xạ (bức xạ dương) bao gồm khu vực nằm giữa 35o vĩ của hai bán cầu đó là miền nội nhiệt đới. Miền ngoại nhiệt đới thiếu bức xạ và thường xuyên được bù lại bằng sự trao đổi nhiệt giữa các vĩ độ dưới dạng các dòng ẩn nhiệt và hiển nhiệt. Để bảo toàn cân bằng nhiệt toàn phần cho thời đoạn dài, thể hiện ở sự ổn định của nhiệt độ trung bình ở các độ cao và các vĩ độ thì cần phải có một cơ chế vận chuyển nhiệt từ mặt đất về phía khí quyển và từ miền nhiệt đới về phía các vĩ độ cao. Vận chuyển nhiệt từ mặt đất về phía khí quyển dưới dạng hiển nhiệt, nhiệt truyền từ nơi nhiệt độ cao sang nơi nhiệt độ thấp và ẩn nhiệt qua quá trình bốc hơi, ngưng kết hơi nước và quá trình vận chuyển của hệ thống mây. Trên biển nhiệt đới, lượng ẩn nhiệt được vận chuyển dưới dạng hơi nước lớn hơn là lượng vận chuyển hiển 8
nhiệt. Theo Malkus, tính trung bình cho toàn trái đất, hơn 80% khí quyển thu nhiệt từ phía mặt biển và mặt đất dưới dạng ẩn nhiệt từ hơi nước và hơn nửa lượng ẩn nhiệt này là do đại dương nhiệt đới giữa 30oN và 30oS cung cấp. Sự chuyển pha của nước trong khí quyển và sự vận chuyển hơi nước không chỉ có ý nghĩa trong việc bảo toàn cân bằng nước mà cùng với sự vận chuyển hơi nước là sự vận chuyển ẩn nhiệt, lượng nhiệt này sẽ được giải phóng trong quá trình ngưng kết hơi nước. Trên hình 1.2 là sơ đồ cân bằng nước trong hệ thống trái đất-khí quyển. Tính theo phân bố lượng mưa, lượng bốc hơi và hiệu hai đại lượng này theo vĩ độ. Ta thấy lượng mưa lớn hơn bốc hơi trong các đới từ khoảng vĩ độ 45-60o về phía cực và trong khoảng 10o vĩ hai phía xích đạo. Ngược lại, từ 10-40o vĩ ( miền cận nhiệt đới thịnh hành cao áp trên vùng sa mạc) lượng bốc hơi lớn hơn lượng mưa. Lượng mưa cực đại tại xích đạo mưa chủ yếu có dạng rào từ hệ thống mây tích trên dải áp thấp xích đạo. Hai cực đại khác nằm ở hai miền ôn đới Bắc và Nam bán cầu (khoảng 50-60o vĩ ) do hoạt động của các chuỗi xoáy thuận. Hai cực tiểu lượng mưa liên quan với trục áp cao cận nhiệt ở khoảng 30o vĩ. Lượng bốc hơi lớn nhất không ở xích đạo nơi lượng mưa lớn và nhwng nền nhiệt không quas lớn và nhiều mây. Hai cực đại của lượng bốc hơi nằm ở khu vực cách xa xích đạo khoảng 10-15o vĩ. Hiệu lượng mưa trừ lượng bốc hơi dương ở trên xích đạo thừa ẩm và trên hai khu vực hoạt động mạnh của xoáy thuận ôn đới. Đại lượng này có giá trị ẩm trên khu vực gần trục dải cao áp cận nhiệt ít mưa. inch/năm Lượng mưa Lượng bốc hơi Lượng mưa trừ bốc hơi Bắc Bán cầu Xích đạo Nam Bán cầu ầ Hình 1.2 Phân bố trung bình năm theo vĩ tuyến của lượng mưa, lượng bốc hơi, và hiệu giữa lượng mưa và lượng bốc hơi (inch/năm) (Seller, 1965) 9
Tính trung bình năm khu vực bốc hơi mạnh bị mất lượng nước do bốc hơi còn nơi mưa lớn hơn sẽ thu được lượng nước đó. Đại dương, chiếm khoảng 3/4 diện tích bề mặt trái đất, mất nước do bốc hơi nhiều hơn là nhận nước do mưa vì lượng nước bốc hơi thành mây bay vào trong đất liền. Kết quả của nhiều công trình nghiên cứu cân bằng nước chứng minh là lượng mưa do dòng hoàn lưu chung đem lại lớn hơn lượng mưa do hoàn lưu địa phương. Hình 1.2 cũng cho thấy miền cận nhiệt đới với nhiệt độ cao phần lớn thuộc khu vực tín phong trên đại dương có lượng bốc hơi cực đại. Theo Rielh và Malkus khu vực tín phong này đảm bảo lượng ẩn nhiệt và hiển nhiệt cho hoàn lưu toàn cầu. Năng lượng này một phần do tín phong mặt đất đưa về phía xích đạo dưới dạng hơi nước. Lượng hơi nước này được nâng lên trong khu vực rãnh xích đạo và cũng là nhánh phía nam của hoàn lưu Hadley sau đó ngưng kết tạo nên các hệ thống mây tích tạo hiển nhiệt và thế năng rồi được vận chuyển lên các vĩ độ cao nhờ dòng thăng trong phản tín phong và đới gió tây ôn đới trên cao. Theo Rielh và Malkus chỉ một phần trong dải gần xích đạo rộng khoảng 10o vĩ là cần có các khối mây tích lớn còn gọi là các "tháp nóng" để duy trì cân bằng nhiệt và bảo đảm vận chuyển một lượng nhiệt lớn về phía cực. Cân bằng năng lượng nhiệt theo vĩ độ duy trì được là nhờ sự vận chuyển nhiệt của các dòng khí trong các hoàn lưu khí quyển và các dòng nước trong hoàn lưu đại dương. Sellers đã tính các dòng hiển nhiệt trung bình năm ở các vĩ độ do các dòng biển và dòng khí vận chuyển. Các dòng hiển nhiệt đều có hướng vận chuyển từ miền nhiệt đới về các vĩ độ cao phần lớn do hoàn lưu khí quyển và chỉ khoảng 20-25% lượng nhiệt này do đại dương vận chuyển. Phân bố theo vĩ tuyến trung bình năm của các thành phần vận chuyển năng lượng nhiệt về phía cực (hình 1.4) cho thấy phía bắc 5oN vận chuyển năng lượng hiển nhiệt do các dòng khí và dòng biển hướng về phía Bắc cực và phía nam 5oS, hướng về phía Nam Cực. Cần lưu ý là trên hình vẽ các vận chuyển nhiệt về phía Bắc bán cầu là đường ở phía trên còn các vận chuyển nhiệt về phía Nam Bán cầu ở phía dưới chứ không phải giá trị âm. Vận chuyển hiển nhiệt do dòng biển có một cực đại ở vùng cận nhiệt. Trong khi đó dòng hiển nhiệt do dòng khí có hai cực đại ở mỗi bán cầu với sự vận chuyển hơi nước (kèm theo là lượng ẩn nhiệt) từ 20-25o vĩ mỗi bán cầu về phía cực và từ các vĩ tuyến này hơi nước lại được vận chuyển về phía vị trí trung bình của 10
rãnh xích đạo (gần 5oN) cung cấp cho nhánh hoàn lưu Hadley phía nam tạo các dải mây tích phát triển rất mạnh. Dòng khí Vận chuyển hiển nhiệt do khí quyển Vận chuyển hiển nhiệt do đại dương Dòng Vận chuyển ẩn nhiệt do khí quyển Vĩ độ Hình 1.3 Dòng hiển nhiệt phân kỳ trung bình năm do dòng biển và dòng khí ở các vĩ độ (Seller, 1965) Vận chuyển nhiệt tổng cộng Hình 1.4 Phân bố trung bình năm theo vĩ độ của các thành phần vận chuyển nhiệt (Seller, 1965) Xích đạo Tổng hợp lại ta thấy dòng nhiệt ở cả hai bán cầu đều có hướng từ xích đạo về phía hai cực và có giá trị cực đại trên một dải gần 40oN và 40oS. 1.3. NHỮNG NHÂN TỐ VẬT LÝ CƠ BẢN 1.3.1. Phân bố lục địa và biển Do hiệu ứng khác nhau trong quá trình đốt nóng vào mùa hè và làm lạnh vào mùa đông mà xuất hiện chế độ gió mùa. Điển hình nhất là ở vùng Đông Nam Á nơi khối lục địa lớn và bị đốt nóng mạnh làm cho các khối khí từ vùng biển nhiệt đới Nam Bán cầu qua xích đạo tới tận các vĩ độ 25-30oN. Mùa đông không khí lạnh vượt qua xích đạo sang châu Úc. 11
Sự tiến thoái của gió thịnh hành theo mùa này phù hợp với sự dịch chuyển theo mùa của vị trí trung bình của rãnh áp thấp gió mùa với gió tây ở phía xích đạo và gió đông ở phía cực. Vị trí của các rãnh gió mùa lại liên quan chặt chẽ với dải cực đại lượng mây và lượng mưa và với sự biến động vị trí và theo mùa của khu vực tần suất cực đại của áp thấp nhiệt đới và bão. Trên biển sự dịch chuyển theo mùa của rãnh xích đạo (nơi gặp gỡ của tín phong hai bán cầu) tương đối nhỏ do ít biến động trong nền nhiệt của đại dương qua hai mùa mùa đông và mùa hè. Sự đồng nhất của nền nhiệt lan tới phần giữa tầng đối lưu với dao động nhiệt độ trung bình năm chỉ khoảng 1oC trong dải 15oN và 15oS. Nhiệt độ trung bình năm của tầng đối lưu lớn nhất ở 5oS vào mùa hè Nam bán cầu và 20-25oN vào mùa hè Bắc bán cầu. Sự giải phóng ẩn nhiệt ngưng kết có xu thế tập trung trên lục địa nhiệt đới. Rangmage cho rằng do tần suất dông lớn khu vực gần xích đạo của Nam Mỹ, châu Phi, Indonesia cung cấp lượng nhiệt vận chuyển về vĩ độ cao nhiều hơn là lượng nhiệt do đại dương miền vĩ độ thấp cung cấp. Nguồn nhiệt này tạo nên gradien nhiệt độ lớn theo kinh hướng và tạo nên dòng xiết cận nhiệt mạnh ở khu vực này. Cao nguyên Tây Tạng cũng là nguồn giải phóng lượng ẩn nhiệt đáng kể vào khí quyển do tần suất dông lớn vào mùa hè. Theo Flohn tần suất dông này có vai trò quan trọng trong việc duy trì và phát triển của cao áp tầng cao ở châu Á (cao áp Tibet) và dòng xiết Nam Á hệ quả của sự tồn tại cao áp này. Liên quan với dòng xiết gió đông này là khu vực khô hạn Bắc Phi, Arập, nơi dòng giáng và khu vực mưa lớn ở Indonexia và Đông Nam Á. Sự khác biệt trong đốt nóng giữa lục địa và biển, giữa khu vực địa hình bị chia cắt và đồng bằng cũng tạo nên hoàn lưu địa phương như gió đất biển, gió núi thung lũng. Các dạng hoàn lưu địa phương có thể làm tăng cường hay giảm yếu hoàn lưu chung tùy thuộc vào sự phối hợp hướng của hai loại hoàn lưu này : tăng cường nếu trùng hướng và giảm yếu nếu ngược hướng. Địa hình địa phương và khoảng cách so với nguồn ẩm đóng vai trò chủ yếu trong phân bố lượng mưa ở miền nhiệt đới : sườn đón gió mưa lớn, sườn khuất gió ít mưa. 1.3.2. Nhiệt độ mặt biển Nhiệt độ mặt biển có ý nghĩa lớn đối với hoàn lưu khí quyển và thời tiết miền 12
nhiệt đới. Nhiệt độ mặt biển là nhân tố đầu tiên quy định nhiệt độ không khí sát mặt biển. Khi nghiên cứu các điều kiện hình thành bão Palmen thấy rằng chỉ có vùng biển ấm với nhiệt độ mặt biển lớn hơn hay bằng 26oC mới có khả năng giải phóng ẩn nhiệt bằng cách nâng các lớp khí sát đất trong quá trình đối lưu tạo lõi nóng của xoáy thuận đôi khi biến thành bão. Cường độ bão phụ thuộc vào phân bố nhiệt độ nước mặt biển, có ý tưởng cho rằng sự biến đổi của trường nhiệt trên biển làm biến đổi quỹ đạo bão và làm bão chuyển hướng. Càng xa nguồn ẩm và nguồn nhiệt về vĩ độ cao và lục địa, bão càng yếu. Bjerknes phát hiện mối tương quan thuận giữa cường độ của đới gió tây ôn đới mùa đông ở đông bắc Thái Bình Dương và nhiệt độ mặt biển dải xích đạo của Thái Bình Dương và có thể coi là một dấu hiệu dự báo hạn dài. Trong năm Lanina (Elnino lạnh) ven bờ Pêru và Equador do nước trồi làm lạnh mặt biển tạo dòng giáng thịnh hành ở khu vực này, hậu quả là năm đó khô hạn, mất mùa cá. Ngược lại, trong những năm Elnino dòng biển nóng thay thế và tạo nên dòng thăng thịnh hành gây mưa lớn đến mức lụt lội . Dải hội tụ nhiệt đới (ICZ) là dải thời tiết xấu có lượng mây và lượng mưa cực đại có mối liên quan với dải có nhiệt độ mặt nước biển cực đại ở gần xích đạo. 1.3.3. Tương tác với hoàn lưu ôn đới Hoàn lưu ôn đới thường gây tác động đối với hoàn lưu và các hệ thống thời tiết nhiệt đới. Trên các ảnh mây vệ tinh thường xuyên có các dải mây nằm sâu trong miền nhiệt đới kéo dài tới miền ôn đới. Mùa đông front lạnh trong khu vực Đông Á và Bắc Mỹ xâm nhập sâu vào nhiệt đới đem không khí cực đới biến tính gây sóng lạnh, sự giảm nhiệt độ rất mạnh. Trong nhiều trường hợp front lạnh có thể tương tác với bão, dải hội tụ nhiệt đới gây hậu quả thời tiết rất lớn. Trong mùa đông khi xoáy thuận hành tinh mở rộng phạm vi hoạt động về phía xích đạo, hệ thống sống rãnh ôn đới trên cao có thể làm biến dạng các hệ thống cao áp cận nhiệt, làm biến đổi dòng dẫn đường đối với bão và làm bão chuyển hướng. Xoáy thuận cận nhiệt phát triển từ áp thấp trên cao và cắt khỏi đới gió tây. Những xoáy thuận thường lan xuống thấp mở rộng khu vực mưa ở miền cận nhiệt. Mùa hè rãnh trên cao mở rộng từ miền ôn đới, tiến vào miền nhiệt đới và tương tác với hoàn lưu nhiệt đới. 13
Ngược lại, bão di chuyển theo quỹ đạo parabol có thể tiến xa về phía cực tới miền ôn đới, không khí lạnh xâm nhập khu vực bão, hệ thống front hình thành. bão trở thành xoáy thuận ngoại nhiệt đới. Đó là các trường hợp thường xảy ra với bão từ miền tây Thái Bình Dương vòng lên qua eo biển Đài Loan tới Camchatka. Như vậy là không có đường ranh giới rõ rệt giữa miền nhiệt đới và miền ôn đới. Các nhà khí tượng nhiệt đới cần có hiểu biết về động lực của hoàn lưu ôn đới, mở rộng phân tích về phía cực để nhận biết và giải thích ảnh hưởng của miền ôn đới đối với khí quyển nhiệt đới. 1.3.4. Các hiện tượng quy mô vừa và nhỏ Đối lưu và mây đối lưu không những có vai trò quan trọng trong quá trình giải phóng ẩn nhiệt ngưng kết trong dải áp thấp xích đạo tại nhánh dòng thăng của hoàn lưu Hadley. Mây đối lưu còn đóng vai trò quan trọng trong quá trình vận chuyển mômen thẳng đứng và sản sinh động năng về phía vĩ độ cao. Charney, Eliassen và Gray nhấn mạnh đến tầm quan trọng của các nhân tố nội tại trong sự hình thành bão trong đó đối lưu đóng vai trò quan trọng. Có giả thuyết cho rằng các cụm mây tích và nhiễu động nhiệt đới có sự hỗ trợ với nhau phát triển. Các khối mây tích với dòng thăng không khí nóng ẩm rất mạnh là nguồn năng lượng từ tiềm nhiệt ngưng kết cho các quá trình phát triển bão. Về phần mình nhiễu động khơi sâu bảo đảm chuyển động hội tụ hơi nước ở tầng thấp cho các cụm mây tích phát triển. Về quá trình đối lưu và dông sẽ được trình bày chi tiết trong chương 5. 1.4. BẢO TOÀN MÔMEN QUAY VÀ SỰ TỒN TẠI ĐỚI GIÓ ĐÔNG NHIỆT ĐỚI VÀ ĐỚI GIÓ TÂY ÔN ĐỚI Trên bản đồ gió nhiều năm ta có thể thấy một đặc điểm lớn nhất là sự thịnh hành đới gió đông ở miền nhiệt đới và đới gió tây miền ngoại nhiệt đới. Có thể giải thích sự hình thành của hai đới gió điển hình nói trên cho hai miền trên cơ sở định luật bảo toàn mômen quay đối với trái đất. Định luật bảo toàn mômen quay không những có thể áp dụng cho toàn bộ khối lượng chung của trái đất và khí quyển mà có thể áp dụng cho từng cột khí và hạt khí riêng lẻ. Định luật này được biểu diễn dưới dạng : 14
d (ur + ωr 2 ) = 0 (1.1) dr Trong đó u là tốc độ gió, r là tay quay - khoảng cách từ vật tới trục quay trên mặt phẳng quay (hình 1.5a). Nếu ký hiệu a là bán kính trái đất thì r = a cosϕ, trong đó ϕ là vĩ độ. Tốc độ góc của trái dất được ký hiệu là ω, ω = 2 π /86.400 rad. s-1 hay 7,29. 10-5. s-1 . Dọc theo quỹ đạo hạt khí d/dr là sự biến đổi cá thể (hình 1.5b). Theo (1.1) mômen quay toàn phần luôn bảo toàn khi hạt khí di chuyển theo quỹ đạo của nó. Cực u quỹ đạo Trục r = acosφ ω rω 30o r φ Xích đạo Xích đạo Hình 1.5 Sơ đồ mô men quay đối với đĩa quay (a) và đối với trái đất quay (b) để mômen quay tuyệt đối bảo toàn thì Bắc mômen quay tương đối phải tăng lên, tốc độ hạt khí u sẽ tăng và vượt quá tốc độ quay của mặt đất tại khu vực vĩ độ cao. Do không khí ở đó chuyển động nhanh hơn mặt đất nên ở đây xuất hiện đới gió tây ôn đới. Ngược lại, khi không khí di Đới gió Đới gió đông tây chuyển về phía xích đạo, r sẽ tăng lên, ωr2 tăng và u sẽ giảm và nhỏ hơn so với chuyển động của mặt đất tại khu vực vĩ độ thấp, do chuyển động chậm hơn so với mặt đất nên xuất hiện đới gió đông Hình 1.6 Sơ đồ vận chuyển mômen quay ở miền nhiệt đới. Trên hình 1.6 là hai tạo đới gió tây ôn đới và đới gió đông nhiệt đới gió đông và tây hình thành trên trái đới (Strahler, 1971) đất quay. 15
Khi không khí di chuyển, chẳng hạn từ vĩ độ 30 mỗi bán cầu lên các vĩ độ cao nơi mômen quay của mặt phẳng quay ωr2 nhỏ hơn so với nơi hạt khí xuất phát do r nhỏ đi so với a, 1.5. NHỮNG ĐẶC ĐIỂM CƠ BẢN CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI Theo Atkinson “Hoàn lưu chung là mô tả thống kê của các chuyển động khí quyển quy mô lớn trên toàn trái đất”. Đối với miền nhiệt đới thì đó là: gió mùa mùa đông, tín phong, dải hội tụ nhiệt đới - kết quả phối hợp của hai hệ thống trên, sóng đông, sóng xích đạo và bão- hiện tượng rất đặc biệt của miền nhiệt đới. 1.5.1. Phân bố theo vĩ độ của tốc độ gió, khí áp và tính phân kỳ, hội tụ Tháng 7 Bắc Bán cầu Bắc Bán cầu Tháng 1 Tháng 1 Tháng 7 Xích đạo Nam Bán cầu Nam Bán cầu Gió nam m/s Gió bắc Hình 1.7 Gió theo hướng kinh tuyến trung Hình 1.8. Profil khí áp mực biển theo kinh bình trên các đại dương, tháng 1 và tháng 7 tuyến trong miền nhiệt đới (mb) Trước hết ta hãy xem xét một số đặc điểm chung của phân bố gió, khí áp và phân kỳ theo vĩ độ. Profile gió vĩ hướng trung bình thể hiện rõ chuyển động theo chiều kinh hướng ( hình 1.7) dưới dạng gió nam và gió bắc. 16
Ta thấy trong đới 30o vĩ mỗi bán cầu gió thổi về phía xích đạo. Chuyển động này chỉ tồn tại nếu như một số lực tăng tốc độ của chuyển động không khí theo hướng này. Thực ra chỉ có một lực có thể làm tăng tốc độ của trường chuyển động quy mô lớn là lực gradient khí áp. Ở miền nhiệt đới chuyển động không khí xuất phát từ dải áp cao cận nhiệt hướng về phía dải áp thấp ở khu vực xích đạo dưới dạng tín phong. Sự phân bố khí áp này thể hiện trên hình 1.8. Dải áp thấp này có khí áp nhỏ hơn khu vực xung quanh từ 5 -10 mb và được gọi là dải áp thấp xích đạo. Dải áp thấp này di chuyển theo mùa cùng với mặt trời và người ta coi đó là dải có bức xạ cực đại trên trái đất tại các vĩ độ xích đạo ( nó còn được gọi là xích đạo nhiệt) . 1.5.2. Chuyển động thẳng đứng và dải mưa Từ hình 1.3 phân kỳ của tốc độ gió theo chiều ngang tính cho một dải vĩ độ r 1 ∂ vr ∂ v v tan φ ∇. \ V = = − (1.2). r a∂φ a∂φ a ký hiệu gạch chỉ giá trị trung bình đối với vành đai trái đất còn ký hiệu (∂/∂φ) là vi phân địa phương. Thành phần thứ hai tăng lên cùng với sự giảm đi của vĩ độ trên trái đất và tại xích đạo thì bằng không. Trong miền nhiệt đới nó nhỏ hơn thành phần thứ nhất nhiều (thành phần thứ nhất xác định profile phân kỳ). Trên hình 1.9 là phân bố đại lượng phân kỳ và hội tụ theo chiều ngang của tốc độ gió theo vĩ độ Mật độ biến đổi ít và có thể loại ra khỏi phương trình (1.3). Tích phân theo chiều cao ta có: wh − w0 = (−∇. \ .Vh )* = wh (1.4) Vì tốc độ thẳng đứng ở mặt đất bằng không. Ký hiệu (*) chỉ đại lượng của tốc độ thẳng đứng trung bình trong lớp từ H = 0 đến lớp H = 1 km như trên đã nói. Điều đó có nghĩa là ở gần mặt đất trong khu vực phân kỳ wh0 là dòng thăng. Ta thấy là chuyển động giáng sẽ đem lại bầu trời khô, quang mây còn chuyển động thăng sẽ đem lại trời mây và mưa. Hình 1.9 biểu diễn dải hội tụ (có mưa lớn) trong khu vực xích đạo và dải phân kỳ (trời quang) trong khu vực cận nhiệt đới, đúng như thực tế quan trắc được. 17
W (m/ngày) Phân kỳ tốc độ gió trung bình ( trên đại dương và tốc độ thẳng đứng tại 900 mb (m/ngày). Nếu profil phân kỳ biểu Tháng 7 diễn giá trị trung bình cho lớp nằm giữa Rãnh xích đạo mặt đất và 900 mb. Nếu như phân kỳ ở Tháng 1 miền ngoại nhiệt đới là dương và ở miền xích đạo là âm thường có sự hội tụ. Ta hãy áp dụng khái niệm về bảo toàn khối Rãnh xích đạo lượng trong khí quyển đối với trạng thái ổn định mà ta có thể giả thiết là ổn định theo mùa. Trong phương trình ∂( ρw ) r + ∇.( ρ \ V ) = 0 (1.3) Phân kỳ Hội tụ ∂z 10-6 s-1 Hình 1.9 Giá trị phân kỳ trung bình trên đại ρ- mật độ không khí ; z- tọa độ dương và chuyển động thẳng đứng trung thẳng đứng; w-tốc độ thẳng đứng. bình ngày tại mực 900mb (m/ngày) nếu Nếu ta giả thiết là lớp khí quyển profil phân kỳ tính trung bình cho lớp giữa mà ta nghiên cứu mỏng khoảng 1 km và mặt đất và 900mb. phía trên của lớp này là profile như trên hình 1.7 và 1.9. 1.5.3. Sự biến đổi theo mùa của hoàn lưu nhiệt đới và sự bất đối xứng của hai bán cầu Nếu như bề mặt trái đất đồng nhất thì quỹ đạo của trái đất xung quanh mặt trời sẽ gây nên sự biến đổi theo mùa không lớn. Thực tế quá trình diễn ra phức tạp hơn nhiều. Điều đó một phần là do sự nghiêng của trục trái đất, một phần do sự phân bố không đều của lục địa và biển với sự thích ứng khác nhau đối với thông lượng bức xạ mặt trời cũng như chu trình của nước và hơi nước trong khí quyển và sự phân bố của các dãy núi trên trái đất. Trước hết ta hãy xem xét sự biến đổi của hoàn lưu trung bình theo vĩ độ, sau đó sẽ xem xét sự biến đổi của hoàn lưu chung trên trái đất. Trên thực tế, những điều kiện trung bình của hoàn lưu biến đổi theo vĩ độ mạnh hơn theo kinh độ. Vị trí trung bình của dải áp thấp xích đạo là 5oS vào mùa đông Bắc Bán cầu , còn mùa hè Bắc Bán cầu thì nằm ở 15oN, theo giá trị trung bình năm thì vị trí của dải áp thấp xích đạo này là 5oN được gọi là xích đạo khí tượng( hình 1.10). 18
Vì vậy theo xích đạo khí tượng thì Nam Bán cầu rộng hơn Bắc Bán cầu. Ta đã biết là miền nhiệt đới luôn cung cấp nhiệt cho miền ngoại nhiệt đới, điều đó có nghĩa là Nam Bán cầu có nguồn nhiệt từ nhiệt đới lớn hơn so với Bắc Bán cầu. Do Châu Nam cực với đại dương bao quanh ổn định hơn bất kỳ một châu lục nào nên áp thấp hành tinh có tâm trên Nam Cực mở rộng về phía xích đạo và tăng cường đới gió tây ở rìa áp thấp trên các đại dương phía nam và với cường độ mạnh hơn so với đới gió tây Bắc Bán cầu cả vào mùa hè và mùa đông. N 20 Tháng 7 10 0 10 20 Tháng 1 S 0 40 80 120 160 160 120 80 40 E W Hình 1.10 Các vị trí trung bình của rãnh áp thấp xích đạo trong tháng 1 và tháng 7 1.6. TRƯỜNG ÁP, TRƯỜNG GIÓ MIỀN NHIỆT ĐỚI Trước khi xem xét các thành phần cơ bản của hoàn lưu nhiệt đới ta hãy dừng lại ở những đặc điểm của trường áp và trường gió miền nhiệt đới. Ở miền nhiệt đới nhiệt độ tương đối đồng nhất, trường áp nói chung mờ, gradien khí áp ngang không lớn như ở miền ôn đới. Trừ trường hợp bão và sự xâm nhập của không khí lạnh, nói chung ở miền nhiệt đới, gradien khí áp ngang chỉ là 1- 2mb/100km, nhỏ hơn hai ba lần so với gradien khí áp ngang miền ngoại nhiệt đới. Trên trường áp trung bình nhiều năm ta có thể thấy rõ những khu áp cao và áp thấp đó là những khu vực thịnh hành của xoáy nghịch và xoáy thuận. Người ta còn gọi các hệ thống áp cao và áp thấp này là trung tâm hoạt động với nghĩa là sự khống chế của chúng tại khu vực nào đó sẽ quyết định đặc điểm thời tiết và khí hậu của khu vực đó. Ngoài bản đồ trung bình đối với khí áp và gió, do ở miền nhiệt đới hệ thức địa chuyển không thực hiện tốt nên người ta thường sử dụng bản đồ đường dòng thay cho bản đồ phân bố khí áp ở mặt đất và bản đồ hình thế khí áp trên cao. Trên bản đồ đường dòng miền nhiệt đới có một số chi tiết khác với các hệ thống 19
miền ôn đới, đặc biệt là đối với khu vực xích đạo nơi lực coriolis không tồn tại. Ở đây xuất hiện một hệ thống gọi là hệ thống sống đệm đặc trưng cho xích đạo, khu vực chuyển tiếp giữa hai bán cầu. 1.6.1. Mô hình cơ bản của trường dòng và trường áp Trước hết ta hãy làm quen với một số mô hình cơ bản của dòng khí trong khu vực nhiệt đới với nhiều đặc trưng khác biệt so với miền ngoại nhiệt đới (hình 1.11). 30 N 30 N Xích Xích Đạo Đạo 30 S 30 S 30 N 30 N SW Xích Đạo Xích Đạo 30 S 30 S (1) ……… (2) (3) Hình 1.11 Mô hình đường dòng mực thấp trong khu vực tín phong và gió mùa (1) Sống áp cao (2) Rãnh áp thấp (3) Hệ thống sống đệm (Harris, 1970) Trên hình 1.11a là mô hình đơn giản nhất từ buổi ban đầu phát triển khí tượng nhiệt đới đó là hệ thống tín phong giữa sống cao áp của hai bán cầu. Thực tế, theo hoàn lưu xoáy nghịch tín phong có hướng đông bắc ở Bắc Bán cầu và hướng đông nam ở Nam Bán cầu. Ở phần đông và phần tây của cao áp cận nhiệt có thành phần kinh hướng theo chiều bắc nam. 20