Những động lực, nguồn năng lượng và
các đặc điểm cơ bản của hoàn lưu nhiệt đới
Khí tượng học synốp(Phần nhiệt đới)
NXB Đại học quốc gia Hà Nội 2006. Từ khoá: Hoàn lưu nhiệt đới, nhiệt đới.
Tài liệu trong Thư viện điện tử ĐH Khoa học Tự nhiên có thể được sử dụng cho
mục đích học tập và nghiên cứu cá nhân. Nghiêm cấm mọi hình thức sao chép, in
ấn phục vụ các mục đích khác nếu không được sự chấp thuận của nhà xuất bản và
tác giả.


CỦA

MẶT

ĐẤT

VÀ

KHÍ

QUYỂN
3
1.3

NHỮNG

NHÂN

TỐ

VẬT

LÝ

CƠ

BẢN
7
1.4


GIÓ

TÂY

ÔN

ĐỚI
9
1.5

NHỮNG

ĐẶC

ĐIỂM

CƠ

BẢN

CỦA

HOÀN

LƯU

NHIỆT

ĐỚI
10


CHUYỂN

ĐỘNG

THẲNG

ĐỨNG
22
1.8

DÒNG

XIẾT

MIỀN

CẬN

NHIỆT

VÀ

NHIỆT

ĐỚI
23
Chương 1. Nhữn
g
độn


BÌNH

DƯƠNG

VÀ

ÁP

CAO

TIBET
26 2
Chương 1
NHỮNG ĐỘNG LỰC, NGUỒN NĂNG LƯỢNG
VÀ CÁC ĐẶC ĐIỂM 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.
Theo quan điểm địa lý, miền nhiệt đới là miền nằm ở hai phía xích đạo và giới hạn
bởi chí tuyến Bắc (23
o
30’N) và chí tuyến Nam (23
o
30’S), giới hạn ngoài của khu vực
Mặt Trời có thể nằm ở vị trí thiên đỉnh.

ức địa
chuyển không thực hiện tốt như đối với miền ngoại nhiệt đới, nghĩa là không có sự thích
ứng tốt giữa trường áp và trường gió, không thể dùng hệ thức địa chuyển để tính tốc độ
gió từ gradien khí áp và suy trường gió từ trường áp. 3
Lượng nhiệt lớn cung cấp cho quá trình bốc hơi từ các đại dương rộng lớn miền cận
nhiệt và nhiệt đới tạo nguồn cung cấp ẩm lớn được tín phong đưa từ trục áp cao cận nhiệt
(khoảng 30
o
vĩ) vào dải hội tụ nhiệt đới gần xích đạo tạo thành các dải mây tích và vũ
tích cho mưa rào và dông ở khu vực xích đạo. Trong những điều kiện thuận lợi, một
trong các nhiễu động trên dải hội tụ nhiệt đới có thể khơi sâu và phát triển thành các xoáy
thuận nhiệt đới, các cơn bão cho mưa to gió lớn với nhiều đặc trưng khác biệt so với
xoáy thuận ngoại nhiệt đới.
Do sự dịch chuyển của đới bức xạ cực đại theo hướng bắc nam giữa hai bán cầu và
sự đốt nóng khác nhau giữa mùa đông và mùa hè, giữa lục địa và đất liền nên ở các khu
vực gió mùa trong miền nhiệt đới hình thành các khu vực có hướng gió thịnh hành và chế
độ mưa ẩm đối lập hay gần như đối lập giữa mùa đông và mùa hè.
Khác với miền ngoại nhiệt đới với dòng khí cơ
bản là hướng tây, ở miền nhiệt đới
dòng khí cơ bản là hướng đông, đó là dòng khí thổi ở rìa hướng về phía xích đạo của áp
cao cận nhiệt. Chính vì vậy các xoáy thuận nhiệt đới kể cả bão có hướng di chuyển chủ
yếu từ đông sang tây, ngược với hướng di chuyển từ tây sang đông của xoáy thuận ngoại
nhiệt đới.
Với những đặc điểm trên các hình thế
thời tiết miền nhiệt đới có cấu trúc, nguyên
nhân hình thành cũng như đặc điểm di chuyển, phát triển rất khác nhau như ta sẽ thấy
trong các mục trình bày dưới đây.

cao hơn và cuối cùng mất nhiệt vào không gian vũ trụ.

Hình 1.1.
Phõn bố theo v độ thụng lượng bức xạ trung bỡnh năm của mặt đất,
khí quyển và hệ thống Trỏi Đất - khí quyển (Seller, 1965)
Đại lượng cán cân 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 Trái Đất - khí quyển cân bằng bức xạ dương đối
với miền nội nhiệt đới (giới hạn 35
o
N và 35
o
S) và âm đối với miền ngoại nhiệt đới. Phần
dư của bức xạ (cán cân bức xạ dương) trong 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, đưa đến từ miền nhiệt đới.
Để bả
o 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 tới khí quyển và từ miền nhiệt đới về phía các vĩ độ cao.
Vận chuyển nhiệt từ mặt đất tới khí quyển dưới dạ
ng 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 nhiệt. Theo Malkus, tính
trung bình cho toàn Trái Đất, khí quyển thu hơn 80% nhi
ệt từ mặt biển và mặt đất dưới
dạng ẩn nhiệt ngưng kết, trong đó hơn nửa lượng ẩn nhiệt này là do đại dương nhiệt đới
giữa 30
o
N và 30

quan với trục áp cao cận nhiệt ở khoảng 30
o
vĩ. Lượng bốc hơi cực đại không ở xích đạo,
nơi có lượng mưa lớn, nền nhiệt không quá lớn và nhiều mây. Hai cực đại của lượng bốc
hơi nằm ở khu vực cách xa xích đạo khoảng 10-15
o
vĩ. Hiệu lượng mưa trừ lượng bốc
hơi dương ở trên xích đạo có độ ẩm lớn và trên hai khu vực có xoáy thuận ôn đới hoạt
động mạnh cho lượng mưa lớn. Đại lượng này có giá trị âm trên khu vực gần trục dải áp
cao cận nhiệt, ít mưa.
Tính trung bình năm khu vực bốc hơi mạnh bị mất lượng nước do bốc hơi còn nơi
mưa lớn hơn s
ẽ 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, và một phần được vận chuyển 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 lượ
ng mưa do hoàn lưu địa phương đem lại. 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 cung cấp 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. L
ượng 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, giải phóng hiển nhiệt và thế năng. Sau mưa dông, không khí ở trên cao
trở nên khô và được dòng phản tín phong đưa về phía 30
o
vĩ mỗi bán cầu và giáng xuống.
Theo Rielh và Malkus chỉ một phần trong dải gần xích đạo rộng khoảng 10
o


7
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 nướ
c (kèm theo là lượng ẩn nhiệt) từ 20-25
o
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 rãnh
xích đạo (gần 5
o
N) cung cấp cho nhánh hoàn lưu Hadley phía nam tạo các dải mây tích
phát triển rất mạnh.
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 40
o
N và 40
o
S.
1.3 NHỮNG NHÂN TỐ VẬT LÝ CƠ BẢN
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 25-30
o
N. Mùa đông không khí lạnh vượt qua xích đạo sang
châu Úc.

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 Indonesia và Đ
ông
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 8
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, sườ
n
khuất gió ít mưa.
Nhiệt độ mặt biển
Nhiệt độ mặt biển có ý nghĩa lớn đối với hoàn lưu khí quyển và thời tiết miền 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 b
ằng 26
o
C 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 kiến 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 l
ục 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
9
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.
Các hiện tượng quy mô vừa và nhỏ
Đối lưu và mây đố
i 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,
mà 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 nhi
ệt đới có sự tác động
qua lại trong quá trình phát triển. Ẩn nhiệt ngưng kết của dòng thăng không khí nóng ẩm
hình thành các khối mây tích là nguồn năng lượng cung cấp cho quá trình phát triển của
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 chúng 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 quyể
n mà có thể áp dụng cho từng cột khí và phần tử khí riêng

chuyển theo quỹ đạo của nó: ur + ωr
2
= const.
Khi không khí di chuyển, chẳng hạn từ vĩ độ 30 mỗi bán cầu lên các vĩ độ cao thì
mômen quay của mặt phẳng quay ωr
2
nhỏ hơn so với nơi phần tử khí xuất phát do bán
kính quay giảm khi tới miền ôn đới. Để mômen quay tuyệt đối bảo toàn thì mômen quay
tương đối phải tăng lên, tốc độ phần tử khí u hướng từ tây sang đông lớn hơn tốc độ quay
của mặt đất dưới nó theo hướng này. Kết quả là hình thành đới gió tây ôn đới. Ngược lại,
khi không khí di chuyển về phía xích đạo, r sẽ tăng lên, ωr
2
tăng, tốc độ phần tử khí u
hướng từ đông sang tây sẽ giảm và nhỏ hơn so với chuyển động của mặt đất tại khu vực
vĩ độ thấp. Do khí chuyển động chậm hơn so với mặt đất nên xuất hiện đới gió đông ở
miền nhiệt đới. Trên hình 1.6 là hai đới gió đông và tây hình thành trên Trái Đất quay.

Hình 1.6.
Sơ đồ vận chuyển mômen quay tạo đới gió tây ôn đới và đới gió
đông nhiệt đới (Strahler, 1971) 1.5 NHỮNG ĐẶC ĐIỂM CƠ BẢN CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI 11
Theo Atkinson “Hoàn lưu chung là mô tả thống kê của các chuyển động khí quyển
quy mô lớn trên toàn Trái Đất”. Các thành phần của hoàn lưu miền nhiệt đới bao gồm:
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.

Profile khí áp mực biển theo kinh tuyến trong
miền nhiệt đới (mb)

1.5.2 Chuyển động thẳng đứng và dải mưa 12
Từ hình 1.3 phân kỳ của tốc độ gió theo chiều ngang có thể tính cho một dải vĩ độ
1vr v vtan
.\V
ra a a
∂∂ φ
∇= = −
∂φ ∂φ
G
(1.2)
ở đây
V
là vectơ tốc độ gió; a- bán kính Trái Đất, ký hiệu gạch chỉ giá trị trung bình
đối với vành đai Trái Đất còn ký hiệu (∂/∂φ) là vi phân riêng. Thành phần thứ hai trong
vế phải tăng lên khi vĩ độ giảm và tại xích đạo thì bằng không. Trong miền nhiệt đới nó
nhỏ hơn nhiều so với thành phần thứ nhất (thành phần thứ nhất xác định profile phân kỳ).

Hình 1.9.
Giá trị phân kỳ trung bình trên đại dương và chuyển động thẳng đứng
trung bình ngày tại mực 900mb (m/ngày) (tính trung bình cho lớp giữa mặt đất và 900mb)
Trên hình 1.9 là Giá trị phân kỳ trung bình trên đại dương và tốc độ thẳng đứng trung bình
ngày tại mực 900mb (m/ngày).
Tháng 1 trong lớp sát đất gió phân kỳ trong dải 10-30
o

trong đó
h
w- tốc độ thẳng đứng mực h;
0
w- tốc độ thẳng đứng tại mặt đất, còn (*)
đặc trưng cho độ hội tụ của lớp khí quyển đang xem xét, 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 w
h
<0 là dòng khí giáng và trong khu vực hội tụ thì w
h
>0 là dòng thăng. Ta thấy là
chuyển động giáng sẽ đem lại thời tiết 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.
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 sự quay 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 dẫn đến sự khác nhau trong thông lượng bức xạ Mặ
t Trời
cũng như chu trình của nước và hơi nước trong khí quyển. 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 lớn hơn theo kinh độ.
Vị trí trung bình của dải áp thấp xích đạo là 5
o
S vào mùa đông Bắc Bán Cầu, còn

ền nhiệt đới ta vẫn 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 nhiều năm của khí áp và gió, do ở miề
n nhiệt đới lực
Coriolis nhỏ, 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
miền ôn đới, đặc biệt là đối với khu vực xích đạo nơi lự
c Coriolis rất nhỏ. Ở đây xuất
hiện một hệ thống gọi là hệ thống đệm đặc trưng cho xích đạo, khu vực chuyển tiếp giữa
hai bán cầu.
Mô hình cơ bản của trường dòng và trường áp
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).
Trên hình 1.11a là mô hình đơn giản nh
ất đã được thiết lập ngay từ thời kỳ đầu phát
triển khí tượng nhiệt đới, đó là hệ thống tín phong, dòng khí thổi ở phần hướng về phía
xích đạo của áp cao cận nhiệt nằm giữa trục sống áp cao cận nhiệt hai bán cầu. Trên mô
hình đó là đới gió đông trải khắp miền nội nhiệt đới ở hai phía xích đạo.
Trên hình 1.11b ở Bắc Bán Cầu, ngoài dải áp cao cận nhiệ
t là dải áp cao cận xích
đạo, giữa hai dải áp cao này là dải áp thấp.
Trên hình 1.11c là hình thế tương tự như trên hình 1.11b chỉ có điều khác là dải áp
cao cận xích đạo bị đẩy xuống phía nam nằm trên xích đạo và đó là hệ thống đệm (Ký
hiệu B: Buffer).

(2)
Mực gradien có độ cao khoảng 600 m.
16
cũng được thể hiện rõ với các trung tâm khí áp và xoáy được ký hiệu bằng chữ A: xoáy
nghịch (khu áp cao) và chữ C: xoáy thuận (khu áp thấp).
Trường đường dòng và xoáy mực gradien (600m) tháng 1 (hình 1.12)
Trên Đông Á dòng khí toả ra từ cao áp Siberi
(3)
về phía biển và vượt xích đạo về
phía Nam Bán Cầu, chuyển hướng thành tây bắc và thổi vào áp thấp châu Úc (1). Trên
miền Tây Thái Bình Dương là sống cao áp cận nhiệt. Hệ thống dòng khí của sống này
thổi cùng hướng đông bắc như dòng khí từ áp cao Siberi. Trừ phần rìa phía nam liên
quan với front lạnh, tốc độ gió trong khu vực cao áp Siberi rất nhỏ (v<5kts). Ngay trong
khu vực nam Trung Quốc phía nam cao áp Siberi thời gian này vẫn có hoạt động của
xoáy thuận. Như sẽ minh hoạ trong chương 2 ph
ần nói về mùa gió mùa mùa đông. Có thể
thấy hoạt động của chuỗi xoáy thuận trên front cực miền Tây Bắc Thái Bình Dương
trong đó cao áp Siberi đóng vai trò cao áp kết thúc của chuỗi xoáy, áp thấp trên biển Đài
Loan, Nhật Bản và kết thúc là áp thấp Alêut có vùng trung tâm nằm ở trên quần đảo
Alêut thuộc Bắc Thái Bình Dương (hình 2.5).
Trên Biển Đông và phần phía nam vịnh Thái Lan là hai khu vực có tốc độ lớn hơn
15kts.
Hình 1.12. Trường đường dòng hợp thành và xoáy mực gradien, tháng 1
(Atkinson và Sadler, 1970)
Trục sống áp cao ở miền Tây Thái Bình Dương nằm ở vĩ độ 25-30
o

Dòng khí lạnh từ Nam Trung Quốc với độ dày 3 km thổi qua Việt Nam và tới
Singapore chỉ còn khoảng 1300 m (3). Giữa áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương và áp
cao Siberi là rãnh áp thấp, trong nhiều trường hợp có thể hình thành một số áp thấp với
một đường đẳng áp đóng kín. Rãnh áp thấp này
(1)
khi bị nén bởi hai áp cao có thể gây ra
thời tiết xấu với mây tích, thậm chí cho mưa rào và dông. Rãnh gió mùa Nam Bán Cầu
mở rộng từ phía tây châu Phi đến 180
o
E (4). Tại mực 850mb, rãnh này nằm theo hướng
tây-đông giữa 10
o
S - 20
o
S và vị trí gần xích đạo nhất của nó là ở miền Trung Ấn Độ
Dương.
Hình 1.13. Bản đồ đường dòng mực 850mb. Tháng1 (Harris, 1970)

Trường đường dòng và xoáy mực 500 mb, tháng 1 (hình 1.14)
Tại mực 500mb một nhánh của đới gió tây ôn đới tiến sâu về miền nhiệt đới đến tận
vĩ độ 20
o
N (1). Đó là dòng xiết gió tây nhánh phía nam cao nguyên Tibet với tốc độ gió
tới 45-60m/s. Đới gió tây ôn đới gây nhiều hậu quả thời tiết đối với miền Bắc Việt Nam.
Trước hết là dòng giáng ở phía nam dòng xiết đem lại thời tiết ổn định vào tháng 1. Hệ
quả thứ hai là sóng trong đới gió tây tạo điều kiện cho xâm nhập lạnh mạnh, tạo các hình
thế trong đó các đợt xâm nhập lạnh xảy ra liên tiếp. Trong trường h
ợp rãnh trên cao
mạnh dị thường có thể gây bình lưu lạnh rất mạnh trên cao làm tăng độ bất ổn định đến
mức có thể gây nên mưa rào và dông vào giữa mùa đông như trường hợp tháng 12-2004.

o
vĩ về phía xích đạo so với vị trí tháng 7 của nó. Gió đông giới hạn trong một
dải hẹp và có tốc độ gió cực đại 30 kts. Ở đây có dòng vượt xích đạo về phía Bắc Bán
Cầu (bán cầu mùa đông) trở thành dòng khí tây nam hướng về phía cực. Phía bắc 30
o
N
đới gió tây ôn đới rất mạnh, nhất là dọc bờ đông châu Á, nơi tốc độ gió hợp thành trong
dòng xiết trên đất Nhật vượt quá 100-150kts (1). Dọc theo kinh tuyến 80-90
o
E dòng khí
dãn ra theo chiều bắc nam cho thấy ảnh hưởng rẽ nhánh đối với đới gió tây của cao
nguyên Tibet vẫn còn thể hiện rõ tới phần trên tầng đối lưu (2). Dòng vượt xích đạo đưa
không khí từ Nam Bán Cầu lên Bắc Bán Cầu ngược hướng với dòng vượt xích đạo ở mặt
đất (3). Sống cao áp cận nhiệt Nam Bán Cầu nằm ở gần 14
o
S trên châu Úc và 18
o
S trên
châu Phi, không xa phía nam vị trí của nó vào tháng 7 (4). 19
Hình 1.15. Bản đồ đường dòng mực 200mb. Tháng 1 (Harris, 1970)
Trường đường dòng và xoáy mực gradien, tháng 7
(hình 1.16)
Tháng 7 trường nhiệt áp cấu trúc lại gần như ngược so với mùa đông. Áp cao Siberi
biến mất, áp thấp Nam Á phát triển mạnh và dần dần bao trùm khắp lục địa Đông Nam Á
(1). Phần kéo dài của áp thấp này sang phía đông là rãnh gió mùa (Harris, 1970; Carson,
1985). Gió thổi vào rãnh này từ phía đông nam và nam phối hợp với dòng khí vượt xích
đạo từ áp cao châu Úc (5) và áp cao Mascarene (6) tạo thành hệ thống gió mùa tây nam

phía đông tới Biển Đông và Philipin tạo nên một hệ thống gió mùa mùa hè ở mực 850
mb có hướng tây (2). Trên khu vực Nam Á và Đông Nam Á là khu áp thấp có tâm ở Ấ
n
Độ và Pakistan (3, 4). Tại mực 850 mb hệ thống gió mùa hướng tây ở phần sau rãnh gió
mùa khi tới Biển Đông trở thành gió tây nam thổi về phía bắc Biển Đông hội tụ với tín
phong có hướng nam và đông nam thổi ở phần cực tây của áp cao cận nhiệt Tây Thái
Bình Dương. Phía nam áp cao này là rãnh xích đạo. Trục rãnh gió mùa có thể nối liền với
rãnh xích đạo tạo nên dải hội tụ nhiệt đới (đường chấm) (6).
Lúc này có trục sống áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương nằm ở khoảng 25
o
N (7).
Ở Nam Bán Cầu dải áp cao gồm ba trung tâm nằm ở khoảng 20-30
o
N, trong đó có áp cao
châu Úc và áp cao Mascarene.

Hình 1.17. Bản đồ đường dòng và xoáy mực 850mb, tháng 7 (Harris, 1970)
Trường đường dòng và xoáy mực 500 mb, tháng 7 (hình 1.18)
Hệ thống đệm nằm chếch theo hướng tây nam-đông bắc (1) phần ở Nam Bán Cầu là
xoáy thuận, phần Bắc Bán Cầu là xoáy nghịch. Dòng khí vượt xích đạo về phía Bắc Bán
Cầu tạo dải gió mùa tây nam giới hạn ở khu vực phía nam trung tâm áp thấp nằm trên phần
nam của lục địa Đông Nam Á (4). Hai phần của trung tâm áp thấp Nam Á này hơi dịch về
phía nam so v
ới vị trí của nó tại mực 850mb (2, 3). Áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương
mở rộng, tháng 7 có trục ở khoảng 27
0
N. Áp cao Úc châu và áp cao Mascarene có trục
nằm ở khoảng 25-30
o
S. Hình 1.19. Bản đồ đường dòng và xoáy mực 200mb, tháng 7 (Harris, 1970)

20W 10W 0 10E 20E 30E 40E 50E 60E 70E 80E 90E 100E 110E 120E 130E 140E
20W 10W 0 10E 20E 30E 40E 50E 60E 70E 80E 90E 100E 110E 120E 130E 140E 22

1.7 CHUYỂN ĐỘNG THẲNG ĐỨNG
Chuyển động thẳng đứng đóng vai trò quan trọng trong quá trình hình thành mây và
mưa. Những khu vực tô đậm trên các hình biểu thị nơi có dòng thăng (ký hiệu là U: up)
chiếm ưu thế trong giá trị trung bình. Trên khu vực Đông Nam Á và xích đạo dòng thăng
phát triển rất mạnh và trải ra trên phạm vi lớn trên khu vực xích đạo.
Trên hình 1.20 và 1.21 biểu diễn các khu vực dòng thăng miền nhiệt đới theo tốc độ
khí áp (10
-4
mb/s) ở mực 500mb. Theo tọa độ khí áp dòng thăng có đại lượng âm còn
dòng giáng (ký hiệu D: down) có đại lượng dương.
Tháng 12 đến tháng 2, dòng thăng phát triển mạnh trên khu vực xích đạo thuộc
Indonesia với tốc độ tới -10mb/s. Các khu vực dòng giáng có liên quan với xoáy nghịch
lạnh ở Biển Đông Trung Quốc và phần bắc Biển Đông Việt Nam.

Hình 1.20. Tốc độ dòng thẳng đứng trung bình tháng 12-2 (a), tháng 3-5 (b)
tại mực 500mb (Kyler, 1970) U - Dòng thăng D - Dòng giáng
D
U

miền Nam Việt Nam, Biển Đông và vịnh Bengal.
Tháng 9 đến tháng 11 dòng thăng giảm yếu so với tháng 8 nhưng vẫn mở rộng trên
Đông Nam Á với tốc độ 10mb/s.

1.8 DÒNG XIẾT MIỀN CẬN NHIỆT VÀ NHIỆT ĐỚI
Trong miền cận nhiệt đới và nhiệt đới tồn tại và phát triển các dòng xiết phần trên,
phần giữa và cả phần dưới tầng đối lưu (dòng xiết mực thấp).
Dòng xiết cận nhiệt mùa đông
Theo Krishnamurti dòng xiết cận nhiệt đới mùa đông là dòng xiết có tốc độ rất lớn
(150-200kts) bao quanh Trái Đất một cách liên tục (hình 1.22). Ở Đông Nam Á đó là
dòng xiết gió tây nhánh phía nam cao nguyên Tibet. Vào mùa đông khi có sự xâm nhập