Giáo trình Khí tượng biển Chương VII Khí hậu biển Đông

CHƯƠNG VII KHÍ HẬU BIỂN ĐÔNG Khí hậu được hiểu là sự tiếp diễn có quy luật của các quá trình khí quyển ở một nơi nào đó do tác dụng tương hỗ lâu năm giữa bức xạ mặt trời, hoàn lưu khí quyển, điều kiện mặt đệm và được đặc trưng bằng thời tiết nhiều năm của nơi đó. Khoa học chuyên nghiên cứu điều kiện hình thành khí hậu và chế độ khí hậu được gọi là Khí hậu học. Như vậy, có 3 nhân tố hình thành khí hậu đó là: Bức xạ mặt trời, hoàn lưu khí quyển và điều kiện mặt đệm và nó bao hàm cả thời tiết bình thường lẫn thời tiết đặc biệt. 7.1 Các nhân tố hình thành khí hậu 7.1.1 Bức xạ mặt trời 1) Bức xạ mặt trời thiên văn: Bức xạ mặt trời do trái đất nhận được trên bề mặt nằm ngang ở giới hạn trên cùng của khí quyển hoặc trên mặt đất nằm ngang nếu như không bị khí quyển làm hao phí đi gọi là bức xạ mặt trời thiên văn. Bức xạ mặt trời thiên văn do các nhân tố thiên văn (ρ, δ, ω, các vết đen mặt trời...) quy định. a) Các đại lượng đặc trưng của bức xạ mặt trời thiên văn: - Hằng số mặt trời I0: là cường độ bức xạ mặt trời thiên văn ứng với khoảng cách trung bình ρ giữa trái đất và mặt trời. Thực ra hằng số mặt trời I0 có thay đổi do: vết đen mặt trời luôn thay đổi; thay đổi do sai số đo đạc, tính toán... - Độ cao mặt trời hO: là nhân tố quan trọng quyết định cường độ bức xạ mặt trời và để xác định khí hậu. Độ cao mặt trời hO phụ thuộc vào vĩ độ địa lý và các đại lượng thiên văn như xích vĩ δ và góc giờ mặt trời ω: hO = f(ϕ, δ, ω) - Độ dài ban ngày (ngày mặt trời) Độ dài ban ngày là khoảng thời gian từ lúc mặt trời mọc đến lúc mặt trời lặn (tại những lúc mặt trời mọc, lặn độ cao mặt trời bằng 0). - Cường độ bức xạ mặt trời thiên văn: được biểu thị bằng định luật Lămbe: I = I0 2 2a ρ sin hO Trong đó: I: cường độ bức xạ mặt trời thiên văn; I0: hằng số mặt trời; a: bán kính quỹ đạo trái đất; ρ: khoảng cách giữa trái đất và mặt trời. b) Tổng lượng ngày, năm của bức xạ mặt trời thiên văn: - Ta có thể tính tổng lượng ngày, năm của bức xạ mặt trời thiên văn dựa trên cơ sở sau: Có thể biểu thị lượng bức xạ mặt trời thiên văn dW có cường độ bức xạ mặt trời thiên văn I đến một đơn vị diện tích bề mặt nằm ngang là 1 cm2 trong thời gian là dt bằng công thức: dW = I . dt Tổng lượng ngày và tổng lượng năm của bức xạ mặt trời thiên văn đến trái đất có thể nhận được bằng cách lấy tích phân biểu thức trên với vế phải có cận tích phân lần lượt ứng với thời gian là góc giờ mặt trời ω (ngày) và hoàng kinh mặt trời l (năm) tương ứng. - Theo tính toán tổng lượng ngày bức xạ mặt trời thiên văn có thể rút ra các nhận xét sau: + Nếu khí quyển hoàn toàn trong suốt, mặt địa cầu là đồng nhất thì tình hình khí hậu sẽ phụ thuộc vĩ độ ϕ: dọc theo ϕ khí hậu sẽ đồng nhất; có thể chia khí hậu trên địa cầu thành 5 đới: 1 đới khí hậu xích đạo, 2 đới khí hậu ôn đới và 2 đới khí hậu cực. + Tổng lượng bức xạ thiên văn ngày dao động nhiều nhất ở cực, ít nhất ở xích đạo. + Mùa hạ, tổng lượng bức xạ thiên văn ngày thay đổi theo vĩ độ ϕ có dạng kép: cực đại ở cực và vĩ độ ϕ = 40o; cực tiểu ở xích đạo và vĩ độ ϕ = 60o; mùa đông có dạng đơn: cực đại ở xích đạo, cực tiểu ở cực; biên độ biến trình lớn hơn mùa hạ. + Nếu so sánh giữa Bắc bán cầu và Nam bán cầu thì mùa hè tổng lượng bức xạ thiên văn ngày ở Bắc bán cầu nhỏ hơn ở Nam bán cầu, mùa đông thì ngược lại. - Theo tính toán tổng lượng năm bức xạ mặt trời thiên văn có thể rút ra các nhận xét sau: + Lượng bức xạ thiên văn mùa hè ít thay đổi theo vĩ độ, ở vĩ độ từ 20o đến 30o là lớn nhất, và ở cực là nhỏ nhất và bằng 83% ở xích đạo. + Lượng bức xạ thiên văn mùa đông giảm nhanh theo vĩ độ, nhanh nhất ở vĩ độ trung bình từ vĩ độ 40o đến vĩ độ 60o. + Chênh lệch tổng lượng bức xạ thiên văn 2 mùa tăng theo vĩ độ, do đó chênh lệch nhiệt độ Δt tăng theo vĩ độ (lớn nhất ở cực). + Tổng lượng bức xạ thiên văn năm ở gần cực và xích đạo thay đổi theo vĩ độ không lớn, thay đổi lớn nhất ở vĩ độ trung bình, do đó građiăng nhiệt độ theo kinh hướng và cường độ hoạt động của không khí tăng. 2) Bức xạ mặt trời đến bề mặt trái đất a) Bức xạ trực tiếp - Bức xạ trực tiếp có thể: là bức xạ trực tiếp khi trời không mây (nhiều khi gọi tắt là bức xạ có thể). Bức xạ có thể phụ thuộc vào vĩ độ ϕ, độ trong suốt khí quyển P. Có thể xác định cường độ bức xạ trực tiếp có thể bằng cách đo đạc trực tiếp hoặc tính toán. - Bức xạ trực tiếp thực tế: là bức xạ trực tiếp ứng với trường hợp có mây. Bức xạ trực tiếp thực tế phụ thuộc vào vĩ độ ϕ, độ trong suốt khí quyển P, lượng và dạng mây. Cũng có thể xác định bức xạ trực tiếp thực tế bằng cách đo đạc trực tiếp hoặc tính toán. b) Bức xạ khuếch tán - Bức xạ khuếch tán trong điều kiện không mây: Bức xạ khuếch tán trong điều kiện không mây cũng phụ thuộc vào vĩ độ ϕ, độ trong suốt khí quyển P. Cũng có thể xác định bức xạ khuếch tán bằng cách đo đạc trực tiếp hoặc bằng các công thức tính toán. - Bức xạ khuếch tán trong điều kiện có mây: Bức xạ khuếch tán trong điều kiện có mây phụ thuộc vào vĩ độ ϕ, độ trong suốt khí quyển P, lượng mây n. Cũng có thể xác định bức xạ khuếch tán trong điều kiện có mây bằng cách đo đạc trực tiếp hoặc tính toán. c) Bức xạ tổng cộng (tổng xạ) Bức xạ tổng cộng bằng tổng của bức xạ trực tiếp và khuếch tán. Sự phân bố tổng xạ trên trái đất khá phức tạp: nhỏ nhất ở cực (80 kcal/cm2năm), lớn nhất ở sa mạc nhiệt đới (200 kcal/cm2 năm) - đó là do ảnh hưởng của lượng mây; biến trình ngày của tổng xạ có dạng kép và biến trình năm có dạng đơn. c) Bức xạ hữu hiệu - Albedo - Bức xạ hấp thụ: Trị số Albedo (A) là đại lượng đặc trưng cho mức độ phản xạ bức xạ của bề mặt đệm nhận bức xạ. Nếu bề mặt đệm có nhiều thành phần khác nhau thì lấy trị số Albedo bằng trị số Albedo trung bình A . Bức xạ phản xạ là phần năng lượng bức xạ mặt trời bị mặt đất phản xạ trở lai . Bức xạ phản xạ được tính theo công thức: Wfx = A .Wtc. Bức xạ hấp thụ là phần năng lượng bức xạ mặt trời mà mặt đất hấp thụ được. Bức xạ hấp thụ sẽ được tính: Wht = (1 - A )Wtc = k .Wtc ( k là khả năng hấp thụ trung bình của bề mặt hoạt động). - Bức xạ hữu hiệu E0: Khác với các loại bức xạ trên, bức xạ hữu hiệu là bức xạ sóng dài. Bức xạ hữu hiệu trong điều kiện trời không mây rút ra từ các công thức tính bức xạ mặt đất, bức xạ khí quyển. Sau đó, tùy theo các khu vực ta có thể cộng thêm số hiệu chỉnh. Số hiệu chỉnh này có liên quan đến nhiệt độ được cho dưới dạng các bảng tính sẵn. Với điều kiện bầu trời có mây, công thức tổng quát tính bức xạ hữu hiệu có dạng: E0(n) = E0.f(n) Trong đó: E0(n) và E0: bức xạ hữu hiệu trong điều kiện trời có mây và không mây; f(n): hàm số biểu thị ảnh hưởng của mây. d) Cân bằng bức xạ và cân bằng nhiệt của mặt đất - Cân bằng bức xạ bề mặt đất: Phương trình cân bằng bức xạ bề mặt trái đất Rđ có dạng: Rđ = Wtc (1 − A ) – E0(n) Trong ngày, Rđ có cân bằng dương, âm và bằng 0 (khi độ hO = 10 - 150). Trong năm, biến trình Rđ có dạng đơn; riêng vùng có gió mùa lại có dạng kép: cực đại phụ vào tháng IX cực tiểu phụ vào tháng VIII (do ảnh hưởng của hoàn lưu gió mùa). Phân bố Rđ trên địa cầu nhìn chung có dạng đới: Rđ > 0 ở vùng vĩ độ thấp; Rđ < 0 ở vùng vĩ độ cao; Rđ ≈ 0 ở vùng vĩ độ ϕ = 400 (vào mùa đông), vùng vĩ độ ϕ = 700 (vào mùa hè). Trên thực tế Rđ nói chung là cân bằng dương. Tnh địa đới của Rđ ở Nam bán cầu thể hiện rõ hơn ở Bắc bán cầu; ở lục địa bị phá vỡ nhiều hơn trên biển, đại dương (biển chỉ bị phá vỡ khi có ảnh hưởng của các dòng hải lưu). - Cân bằng nhiệt bề mặt đất: Phương trình cân bằng nhiệt của bề mặt trái đất có dạng: Rđ = LW + P + V Trong đó : LW: dòng nhiệt bốc hơi hay ngưng tụ; V: dòng nhiệt đối, loạn lưu, P: dòng nhiệt trao đổi với lớp thổ nhưỡng. Qua tính toán thì nếu xét trung bình nhiều năm trên toàn địa cầu thì mặt đất nhận được bao nhiêu nhiệt lại toả đi bấy nhiêu để đảm bảo trạng thái cân bằng. - Phương trình cân bằng nước: Phương trình cân bằng nước tổng quát trên địa cầu: X = W + Y + P Trong đó: X: lượng mưa; W: lượng bốc hơi; Y: dòng chảy mặt; P = yP + b với: yP : dòng chảy dưới đất; b : hàm lượng ẩm đất. Xét trung bình nhiều năm ta có: Y + yP = 0 ; b = 0 Do đó: X = W Như vậy, xét trung bình nhiều năm trên toàn bộ địa cầu thì bốc hơi bao nhiêu sẽ cho mưa bấy nhiêu. 4) Tính toán các giá trị trung bình tháng cân bằng năng lượng bề mặt đối với các trạm ở biển. Theo Budyko(1963), tổng lượng bức xạ R được xác định từ số liệu khí hậu theo công thức sau: R = (Q + q)0 (1 – a) (1 – an – bn2) - εσTs4(11,7 – 0.23e (1 – cn) Trong đó: e: áp suất bão hoà (mb) trên bề mặt của nhiệt độ Ts; b: hệ số không đổi và bằng 0,38; a và c: các tham số phụ thuộc độ cao mây. Để xác định a và c, Budyko xác định giá trị trung bình của chúng theo vĩ độ được trình bày trong bảng (7.1) dưới đây: Bảng 7.1: Giá trị trung bình của a, c theo vĩ độ Vĩ độ A C Vĩ độ a c 0o 0.38 45o 0.38 5o 0.40 0.50 50o 0.40 0.72 10o 0.40 0.52 55o 0.41 15o 0.39 0.55 60o 0.36 0.76 20o 0.37 0.59 65o 0.25 25o 0.35 70o 0.18 0.80 30o 0.36 0.63 75o 0.16 35o 0.38 80o 0.15 0.84 40o 0.38 0.68 85o 0.14 0.86 Giá trị (Q +q): Tổng lượng bức xạ tới thường được tổng hợp gần đúng từ số liệu quan trắc trực xạ lập ra các bản đồ phân bố trung bình cho cả khu vực theo vĩ độ cho từng tháng. Giá trị albedo thay đổi theo độ dài sóng và góc tới của tia bức xạ: 2) 1 1(100 + −= i iAlbedo Trong đó i là chỉ số khúc xạ của bề mặt biển. ở nhiệt độ 20oC chỉ số i thay đổi trong khoảng từ 1,333 (đối với nước sạch) đến 1,340 (đối với nước biển có độ muối tới 380/00 – thông thường nước biển co độ muối là 350/00). Giá trị Albedo được xác định gần đúng cho từng khu vực, trên bề mặt nước vào khoảng 17,3% (Anderson 1954). Bức xạ mặt trời tới bề mặt trái đất không phải được hấp thụ toàn bộ ngay, do vì tính chất tự nhiên bề mặt trái đất là rất khác nhau. Cường độ hấp thụ năng lượng bức xạ mặt trời phụ thuộc vào 2 yếu tố là độ dài bước sóng và quy mô thảm thực vật bề mặt. Đối với môi trường nước sạch có tới 55% năng lượng bức xạ mặt trời của các tia tới mặt đất được hấp thụ tới độ sâu 10cm và 18% tới độ sâu 10m. 7.1.2 Hoàn lưu khí quyển 1) Hoàn lưu chung khí quyển a) Một số sơ đồ hoàn lưu chung khí quyển - Sơ đồ hoàn lưu nhiệt: Sơ đồ hoàn lưu hoàn lưu nhiệt đã được đề cập trong chương IV, ở đây xin nhắc lại những nét cơ bản nhất như sau: Khi không xét đến sự quay của trái đất thì: không khí ở mặt đất đi từ cực về xích đạo còn trên cao thì ngược lại. Khi có xét đến sự quay của trái đất thì: ở vùng nhiệt đới và vùng cực dưới thấp tồn tại một đới gió có thành phần hướng Đông còn trên cao lại tồn tại đới gió có thành phần hướng Tây; ở vùng ôn đới bao trùm một đới gió Tây dày từ thấp lên cao. Như vậy, trong sơ đồ hoàn lưu nhiệt bao gồm cả thành phần kinh hướng và vĩ hướng của hoàn lưu chung. - Sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình: Sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình được ứng dụng khá rộng rãi. Có thể tóm tắt sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình như sau: ở vùng vĩ độ thấp tồn tại một đới gió Đông bao phủ cả tầng thấp. ở vùng vĩ độ trung bình thịnh hành một đới gió Tây dày và mở rộng dần theo độ cao với tốc độ gió tăng dần. Tại hai vùng cực tồn tại đới gió Đông tương đối thấp và trên cao là đới gió Tây. Trên sơ đồ hoàn lưu vĩ hướng trung bình chúng ta thấy: đới tín phong và phản tính phong (được quan niệm là do sự mở rộng của đới gió Tây xuống vùng vĩ độ thấp); các dòng chảy xiết trên các đới front hành tinh trên cao và thành phần hoàn lưu kinh hướng tuy là thành phần nhỏ song lại có ý nghĩa rất lớn trong hoàn lưu chung và quá trình khí quyển. - Hoàn lưu quy mô lớn theo chiều nằm ngang: Để nghiên cứu hoàn lưu quy mô lớn theo chiều nằm ngang người ta dùng các bản đồ mặt đất và bản đồ trên cao trung bình: ở mực biển: Đới gió tín phong ở vùng nhiệt đới hình thành rõ rệt trên biển. Trên lục địa và ấn Độ dương đới gió tín phong thể hiện không rõ. Đới không gió xích đạo di chuyển theo chuyển động biểu kiến của mặt trời: khi ở phía Bắc bán cầu, khi ở phía Nam bán cầu. Các trung tâm cao áp cận nhiệt trên các đại dương là các khu vực gió yếu (do tác dụng của dòng giáng). Đới gió Tây thịnh hành ở vĩ độ trung bình ở trên cao: Hoàn lưu gió Tây khống chế cả vùng vĩ độ trung bình và vĩ độ cao. Ngoài các dòng vĩ hướng Tây - Đông, còn tồn tại các vận động kinh hướng theo các sống, các rãnh có kích thước cỡ hành tinh. Các rãnh, các sống này đóng vai trò rất quan trọng trong việc trao đổi không khí theo chiều Bắc Nam. ở Nam bán cầu, do mặt đệm tương đối đồng nhất nên gió Tây ổn định, phạm vi hoạt động và cường độ của nó ít thay đổi; ít có nhiễu động lớn như ở Bắc bán cầu. Nếu ta đem chập bản đồ AT với OT ta có trường nhiệt áp với rãnh lạnh, sống nóng trùng với rãnh thấp, sống cao song hơi lệch một chút về phía Tây. Do đó trên các lục địa vào mùa đông có bình lưu lạnh ở phía Đông, bình lưu nóng ở phía Tây vào mùa hè thì ngược lại. b) Biến đổi của hoàn lưu khí quyển - Biến đổi năm của hoàn lưu khí quyển: + Biến đổi hoàn lưu gió Tây ở Bắc bán cầu: Vị trí của dòng chảy xiết trong đới gió Tây biến đổi lớn trong năm: trung bình tháng I ở vị trí Nam nhất; tháng VIII ở vị trị Bắc nhất; ổn định nhất là tháng XII đến tháng III và từ tháng VIII đến tháng X. Từ tháng III, tháng IV di chuyển nhanh về phía Bắc; tháng V hồi phục về phía Nam và tháng VI đi nhanh lên phía Bắc. ở châu á, gió Tây chia làm 2 nhánh vòng qua cao nguyên cao nguyên Tây Tạng và hợp lại trên không phận của Nhật Bản. Nhánh dòng chảy xiết phía Nam của đới gió Tây ảnh hưởng nhiều đến Việt Nam. Nó xuất hiện vào tháng X, đến tháng VI đột ngột mất đi. Vận tốc gió trung bình khoảng 40 m/s có khi lên đến 100 m/s (tại ϕ = 300 mực 200-300 mb). + Biến đổi vị trí đường sống cao áp phó nhiệt đới: Tháng XII đường sống cao áp phó nhiệt đới đạt vị trí Nam nhất, tháng III - IV di động chậm lên phía Bắc, tháng VI di động nhanh và đạt tới vị trí Bắc nhất vào tháng VII. Tháng IX rút nhanh xuống phía Nam, tháng X di chuyển chậm dần và tháng XII trở lại đạt tới vị trí Nam nhất. Như vậy, hoàn lưu chung khí quyển vào mùa hè và mùa đông về cơ bản là ổn định, chỉ có thời kỳ chuyển tiếp ngắn giữa hai mùa mới có những biến đổi nhảy vọt. - Biến đổi ngắn hạn của hoàn lưu khí quyển: Biến đổi ngắn hạn của hoàn lưu khí quyển là quá trình kiến lập và phá hoại hoàn lưu vĩ hướng. Khi hoàn lưu vĩ hướng với các hệ thống sóng dài hướng Tây - Đông phát triển không ổn định, biên độ tăng, khoảng cách giữa các sóng ngắn lại dần dần chồng chất lên nhau, dẫn đến sóng dài trên cao đổ vỡ tạo thành các cao áp chướng ngại và áp thấp bị cắt, tạo điều kiện cho không khí trao đổi theo chiều Bắc Nam và khi đó hoàn lưu vĩ hướng nhường chỗ cho hoàn lưu kinh hướng. Có thể xem gió mùa Đông Bắc ở phần lãnh thổ phía Bắc nước ta là một ví dụ về biến đổi ngắn hạn của hoàn lưu khí quyển. Nghiên cứu biến đổi ngắn hạn của hoàn lưu khí quyển có tác dụng với dự báo thời tiết hạn vừa và hạn dài. 2) Khối không khí - front khí hậu a) Khí đoàn khí hậu: * Các loại khí đoàn khí hậu: (1) Khí đoàn địa cực hoặc phó địa cực: gồm các cao áp Bắc Mỹ, Gơrelen và Nam Cực. (2) Khí đoàn cực: gồm các khí đoàn cực lục địa và các khí đoàn cực hải dương. - Khí đoàn cực lục địa: hình thành trên các đại lục, ví dụ như các cao áp Xibêri, Canada, mùa đông giới hạn phía Nam có thể lùi xuống phía Nam một chút. - Khí đoàn cực hải dương: Do khí đoàn cực lục địa di chuyển lên Đông Bắc Thái Bình Dương và Đại Tây Dương mà tạo thành. (3) Khí đoàn nhiệt đới: còn gọi là khối không khí cận nhiệt đới, bao gồm các khí đoàn nhiệt đới lục địa và các khí đoàn nhiệt đới hải dương. - Khí đoàn nhiệt đới hải dương: các cao áp phó nhiệt đới. - Khí đoàn nhiệt đới lục địa: mùa đông hình thành ở các sa mạc nhiệt đới; mùa hè ở phía Nam lục địa vùng vĩ độ trung bình. (4) Khí đoàn xích đạo: phát nguồn là đới lặng gió xích đạo. (5) Khí đoàn gặp tuỳ ý: khối không khí bất kỳ lưu lại lâu ở một vùng nào đó, hấp thụ đặc tính vùng ấy tạo thành. (6) Khí đoàn hỗn hợp: khối không khí biểu hiện sự sự hỗn hợp khó phân biệt các loại không khí ở trong đó. * Đặc tính của khí đoàn khí hậu: Đặc tính của khối không khí thể hiện qua đặc tính khí hậu của nơi phát nguồn và các vùng mà nó đi qua. Đặc tính của khối không khí bị biến đổi khi di chuyển thể hiện sự biến tính của khối không khí. Sự biến tính này bao gồm biến tính theo kinh hướng, vĩ hướng và ảnh hưởng đến khí hậu cả một vùng rộng lớn. Có thể dựa vào đặc tính của khối không khí theo mùa và hoàn lưu khí quyển làm tiêu chuẩn để phân vùng khí hậu. b) Front khí hậu * Các loại front khí hậu: Lấy các bản đồ trung bình nhiều năm của tháng I và tháng VII để làm đặc trưng cho chế độ theo mùa, ta nhận thấy: - Tháng I: Trên bản đồ khí hậu vào tháng I có các front sau: (1) Front Bắc cực và front Nam cực: Front Bắc cực nằm ở khu vực Bắc Âu á, Bắc Mỹ; trên quần đảo Bắc cực thuộc châu Mỹ và một số front lẻ tẻ khác. Front Nam cực chưa rõ vị trí. (2) Front cực: Front cực ở Bắc Bán cầu nằm ở vùng rìa xoáy thuận Itsland, ở khu vực Địa Trung Hải, Nam Hoa Kỳ, Bắc Tây Tạng (vĩ độ 30-500N); ở Nam Bán cầu, front cực nằm vây quanh vĩ độ 40-600S. (3) Front nhiệt đới: Front nhiệt đới còn gọi là dải hội tụ nhiệt đới. Chỉ có một dải hội tụ nhiệt đới khi ở Bắc Bán cầu khi ở Nam Bán cầu. - Tháng VII: Trên bản đồ khí hậu vào tháng VII các front khí hậu trên vẫn tồn tại song vị trí của nó dịch lên phía Bắc so với tháng I. Quy luật của sự vận chuyển front khí hậu như sau: từ tháng I đến tháng VII các front dịch dần lên phía Bắc; còn từ tháng VII đến tháng I chúng lại chuyển dần xuống phía Nam. * Đặc tính khí hậu của front: Khu vực hay có front đi qua thì khí hậu biến động nhiều. Front cực là nơi hoạt động nhộn nhịp của các xoáy thuận, nghịch ở vùng ôn đới; dải hội tụ nhiệt đới (front nhiệt đới) thường gắn liền với các xoáy thuận nhiệt đới và bão ở vùng nhiệt đới. 3) Đặc trưng hoàn lưu của các đới khí hậu a) Hoàn lưu vĩ độ thấp: Hoàn lưu ở vĩ độ thấp là hoàn lưu tín phong. Đặc trưng hoàn lưu vĩ độ thấp thể hiện ở các điểm sau đây: - Đới cao áp cận nhiệt biến đổi, đứt đoạn thì đới tín phong cũng biến đổi và đứt đoạn. Cao áp cận nhiệt chỉ tồn tại trên biển và đại dương nên tín phong cũng chỉ tồn tại trên biển và đại dương. Theo chiều thẳng đứng tín phong trên các đại dương không đồng đều. - Phía Đông đại dương trong đới tín phong có nghịch nhiệt gọi là nghịch nhiệt tín phong. (nghịch nhiệt nén). Nghịch nhiệt tín phong mỏng dần từ cận nhiệt về xích đạo. Phía Tây đại dương tín phong tương đối đồng đều do có dòng hải lưu nóng theo rìa cao áp lên vĩ độ cao. b) Hoàn lưu vĩ độ trung bình: Hoàn lưu ở vĩ độ trung bình là hoàn lưu gió Tây (đôi khi còn lan cả xuống vùng vĩ độ thấp). Đặc trưng của hoàn lưu vĩ độ trung bình thể hiện ở các điểm sau đây: - ở Bắc bán cầu, trên bản đồ khí hậu mùa ta thấy: đới gió Tây phân bố không đều trên lục địa và biển, bị nhiễu động và biến đổi theo mùa. Về mùa đông, cả tầng đối lưu gió Tây thịnh hành. Riêng ở rìa Nam các cao áp lục địa có gió Đông thổi không khí lạnh sang phía Tây và Tây Nam; ở rìa Tây các xoáy thuận (Alêuchiên, Itsland) có dòng không khí lạnh từ Bắc xuống Nam lập thành front, thúc đẩy sự hình thành các xoáy thuận, xoáy nghịch trên front có quy mô lớn, từ đó có dòng kinh hướng thúc đẩy sự trao đổi và biến tính của không khí theo chiều Bắc Nam. Về mùa hè, trên cao hoàn lưu gió Tây đóng vai trò chủ đạo; dưới thấp gió Tây men theo rìa Bắc cao áp cận nhiệt Aso xâm nhập vào châu Âu, theo rìa Tây cao áp Hawoai xâm nhập vào châu á dưới dạng gió Đông Nam ẩm ướt khác xa với gió Đông Bắc lạnh khô vào mùa đông. - ở Nam bán cầu, trên bản đồ khí hậu mùa ta thấy: Do đặc điểm của trường áp ở Nam bán cầu không có áp thấp ở vĩ độ trung bình n