Nghiên cứu tác động của tham số hóa đối lưu đối với dự báo mưa lớn khu vực Bắc Bộ bằng mô hình HRM

Khó khăn thứ hai không kém phần quan trọng là mưa nhiệt đới sinh ra chủ yếu bởi đối lưu sâu mà đối lưu sâu trong một mô hình thuỷ tĩnh với độ phân giải còn rất hạn chế lại được tham số h

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC T ự NHIÊN

NGHIÊN CỨU TÁC ĐỘNG CỦA THAM s ố HÓA ĐỐI LƯU ĐỐI VỚI D ự BÁO MƯA LỚN

M Ã SỐ: Q T -07-44

CÁC CÁN BỘ THAM GIA: THS HOÀNG THANH VÂN

BÁO CÁO TÓM TẮT

1 Tên đề tài: Nghiên cứu tác động của tham số hóa đối lưu đối với dự báo

mưa lớn khu vực Bắc Bộ bằng mô hình H RM

M ã số: QT-07-44

2 Chủ trì đề tài: ThS Vũ Thanh Hằng, Bộ môn Khí tượng, Khoa Khí tượng

Thủy văn & Hải dương học, Trường Đại học K hoa học Tự nhiên, ĐHQGHN

3 Các cán bộ tham gia: ThS Hoàng Thanh Vân, NCS Hồ Thị Minh Hà

4 Mục tiêu và nội dung nghiên cứu:

* M ụ c tiêu: N ghiên cứu m ột số sơ đổ tham số hóa đối lưu và áp dụng

vào mô hình dự báo thời tiết khu vực phân giải cao H R M để xem xét tác động của tham số hóa đối lưu đối với kết quả dự báo mưa lớn của mô hình cho khuvực Bắc Bộ

- Lập trình áp dụng các sơ đổ tham số hóa đối lưu cho mô hình HRM

- Chạy thử nghiệm m ô hình H RM với các sơ đồ tham số hóa đối lun cho các đợt mưa lớn

- Tính toán các chỉ số đánh giá kết quả dự báo m ưa của mô hình và phân tích

5 Các kết quả đạt được:

- M ã nguồn của các sơ đổ tham số hóa đối lưu trong m ồ hình HRM

- Kết quả dự báo m ưa lớn khu vực Bắc Bộ của m ô hình H R M ứng với các sơ đồ tham số hóa đối lun

- 01 bài báo, 01 báo cáo tổng kết

- Đào tạo 01 cử nhân Khí tượng

6 Tình hình kinh phí của đề tài: (xem phần sau)

TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC T ự NHIÊN

ĐỂ TÀI QT-07-44

Chủ trì đề tài: ThS Vũ Thanh Hằng

Đơn vị: K hoa K hí tượng Thủy văn và Hải dương học, ĐH K hoa học Tự nhiên

BẢN KÊ KHAI CHI PHÍ THỰC HIỆN ĐỂ TÀI NCKH NĂM 2007

Tiết 01 T hanh toán tiền điện, nước và cơ sở vật chất

(4% tổng kinh phí, tối đa không quá 10 triệu đồng/năm )

800.000

Tiết 01 In, m ua tài liệu (chế bản, in ấn báo cáo)

Tiết 02 Bổi dưỡng báo cáo viên

Tiết 05 Thuê Hội trường, phương tiện

Tiết 06 Thuê mướn khác

10 M ụ c 119 C h i p h í nghiệp vụ ch u y ên m ô n củ a từ n g

n g à n h

Tiết 99 Chi khác (Quản lý cơ sở 4% tổng kinh phí,

mức tối đa không vượt quá 10 triệu đồng/

năm , phụ cấp chủ nhiệm đề tài)

- Phụ cấp chủ nhiệm đề tài

- Q uản lý phí

2.000.000

1.200.000 800.000

CHỦ T R Ì ĐỂ TÀI

ThS Vũ Thanh Hằng

1 Project nam e: A study on impact o f convective parameterization on

num erical heavy rainfall forecasting in N orthern V ietnam using HRM

Code: QT-07-44

2 Project president: Ma Vu Thanh Hang, M eteorological Department,

H ydro-M eteorological and O ceanography Faculty, U niversity o f Sciences

3 C ollaborators: Ma Hoang Thanh Van, PhD student Ho Thi Minh Ha

4 Aims and contents:

* A im s : Studying and applying som e convective param eterization

schem es to H igh resolution R egional M odel - H R M to exam ine the im pact of convective param eterization on num erical heavy rainfall prediction in

- Im plem enting som e convective param eterization schem es in HRM

- R unning H R M with some convective param eterization schem es for heavy rainfall cases

- C alculating som e scores to verify rainfall forecast results and some rem arks

5 Results:

- Codes o f som e convective param eterization schem es in the HRM

- H eavy rainfall forecast results for N orthern V ietnam o f the H RM with different convective param eterization schem es

MỤC LỤC

Trang

Chương 1 Vấn đề tham sỏ hóa đối lưu trong mô hình sô và các 11

sơ đồ tham sô hóa đối lưu áp dụng cho mô hình HRM

1.1 Bài toán tham số hóa đối lưu trong mô hình dự báo số 11

1.2 M ột số sơ đồ tham số hóa đối lưu áp dụng cho mô hình 17

Chương 3 Kết quả dự báo mưa lớn cho khu vực Bắc Bộ bằng 48

mô hình HRM với các sơ đồ tham số hóa đối lưu và đánh giá

3.2 Cấu hình thí nghiệm , nguồn số liệu và các điểm số 54đánh giá

3.3 M ột số kết quả dự báo mưa 24h của m ô hình H R M và 56phân tích

MỞ ĐẦU

Mưa là một yếu tố thời tiết quan trọng và ảnh hưởng rất lớn tới đời sống kinh

tế xã hội Mưa là kết cục của sự hòa hợp nhiệt động giữa ba yếu tố quan trong nhất

là gió, nhiệt và ẩm nên biến động rất mạnh theo không gian và thời gian Như vậy một mô hình muốn dự báo tốt mưa cần đồng thời dự báo tốt cả ba yếu tố này và ngược lại nếu mô hình dự báo mưa tốt đồng nghĩa với mô hình có khả năng dự báo tốt gió, nhiệt và ẩm Hiện nay, trên thế giới mô hình dự báo thời tiết khu vực phân giải cao có thể nói đã phát triển khá hoàn thiện cho vùng ngoại nhiệt đới, tuy vậy dự báo mưa mô hình vẫn còn nhiều hạn chế bởi lẽ một biến đổi nhỏ của một trong ba yếu tố trên cũng có thể dẫn đến biến đổi mạnh của mưa cả về không gian và thời gian

Đối với vùng nhiệt đới-xích đạo vấn đề dự báo mưa nói chung và bàng mô hình số nói riêng càng phức tạp hơn so với ngoại nhiệt đới Sự phức tạp trước hết vì chưa có lý thuyết cho một quan hệ giữa trường gió và áp (kiểu như quan hệ địa chuyển cho vĩ độ cao) trong khi gió vùng nhiệt đới rất yếu nên một sai số tuyệt đối nhỏ trong tính toán trường gió cũng có thể dẫn tới sai số tương đối kết cục lớn trong

dự báo mưa Khó khăn thứ hai không kém phần quan trọng là mưa nhiệt đới sinh

ra chủ yếu bởi đối lưu sâu mà đối lưu sâu trong một mô hình thuỷ tĩnh với độ phân giải còn rất hạn chế lại được tham số hoá trong khi con người hiểu biết còn rất hạn chế về quá trình hình thành và phát triển của nó Việc xác định đúng phân bố ẩm - nguồn gốc của mưa trên vùng nhiệt đới còn vô cùng phức tạp trước hết do thám sát quá nghèo nàn có tác động rất lớn đến chất lượng mưa mô hình Từ những đặc điểm trên ta thấy, trước khi muốn áp dụng một mô hình số có nguồn gốc từ vĩ độ cao vào vùng nhiệt đới trước hét cần cải tiến mô hình còn gọi là khu vực hóa động lực và khu vực hóa vật lý mô hình đó

Trong phạm vi nghiên cứu của đề tài này chúng tôi quan tâm đến phần vật lý của mô hình là tham số hóa đối lưu trong mô hình dự báo thời tiết khu vực phân giải cao HRM Đây là một mô hình số có nguồn gốc từ Châu Âu và đến năm 2000 bắt đầu được tiếp thu, nghiên cứu áp dụng và chạy dự báo nghiệp vụ cho khu vực Việt Nam Mặc dù vậy chất lượng dự báo mưa của mô hình HRM neuyên bản còn nhiều

hạn chế do sự chưa thích hợp của nó đối với khu vực này Chính vì vậy, chúng tôi

đã nghiên cứu để thử nghiệm thay đổi một sơ đồ tham số hóa đối lưu mới, sơ đồ Betts-Miller-Janjic và xem xét tác động của nó đối với trường mưa mô phỏng của

mô hình HRM Do thời gian nghiên cứu có hạn nên các kết quả đánh giá mới chì tập trung cho khu vực Bắc Bộ Mặt khác, khu vực này có mật độ trạm quan trắc tương đối dày đặc hơn so với các khu vực khác nên các kết quả đánh giá có độ tin cậy cao hơn

Nội dung nghiên cứu được bố cục trong 3 chương:

Chương 1 Vấn đề tham số hóa đối lưu trong mô hình số và các sơ đồ tham

số hóa đối lưu áp dụng cho mô hình HRM

Chương 2 Một số hình thế thời tiết điển hình gây mưa lớn trên khu vực Bắc

Chương 3 Kết quả dự báo mưa lớn cho khu vực Bắc Bộ bàng mô hình HRM với các sơ đồ tham số hóa đổi lưu và đánh giá

Nghiên cứu này được hoàn thành nhờ sự hỗ trợ kinh phí của đề tài QT-07-

44 Tập thể tác giả xin chân thành cảm ơn!

CHƯƠNG 1 VẤN ĐỂ THAM SỐ HÓA Đ ố i Lưu TRONG MÔ HÌNH s ố VÀ CÁC

S ơ ĐỔ THAM SỐ HÓA Đ ố i Lưu ÁP DỤNG CHO MÔ HÌNH HRM

1.1 Bài toán tham sô hóa đối lưu trong mô hình dự báo sỏ

Đối lưu mây tích đóng một vai trò quan trọng trong việc duy trì hoàn lưu qui

mô lớn trong khí quyển, đặc biệt đối lưu ẩm được xem là một quá trình quan trọng trung tâm trong sự phát triển các áp thấp nhiệt đới (ATNĐ) và bão (Smith, 2000) Tuy nhiên, khi mô phỏng các quá trình này trong mô hình số, kích thước lưới của

mô hình thường rất lớn hơn so với qui mô của các yếu tố mây riêng biệt Do đó, cần thiết phải biểu diễn được hiệu ứng của một quần thể các đám mây đối lưu trong khí quyển qua sổ hạng của các biến qui mô lưới Kỹ thuật này được gọi là TSHĐL mây tích Tuy nhiên, trong khí quyển bất ổn định điều kiện để các đám mây đối lưu xuất hiện thì vấn đề tham số hóa trở nên rất phức tạp Những chuyển động thẳng đứng qui mô dưới lưới liên quan tới sự giải phóng ẩn nhiệt, các xoáy rối mở rộng trên những khoảng cách thẳng đứng lớn và thường có các đặc trưng rất ít liên quan với các đặc trưng qui mô lớn tại mực đó (Frank, 1983) Công trình nghiên cứu tiên phong của Riehl và Malkus (1958) cho thấy trong các khu vực bất ổn định đối lưu, vận chuyển thẳng đứng của khối lượng và năng lượng tĩnh ẩm không được thực hiện bởi hoàn lưu qui mô synôp mà bởi các đám mây tích riêng biệt

Các cách tiếp cận hiện nay đối với vấn đề biểu diễn đối lưu mây tích trong các mô hình số qui mô vừa được chia thành 3 nhóm (Molinari và Dudek, 1992) (Bảng 1.1) Cách tiếp cận truyền thống sử dụng TSHĐL tại các điểm bất ổn định đối lưu và ngưng kết hiển (tức không tham số hóa) tại các điểm ổn định đối lưu Cách tiếp cận hiển tổng thể sử dụng các phương pháp hiển mà không chú ý tới sự

ổn định Cách tiếp cận lai tham số hóa dòng thăng và dòng giáng qui mô đối lưu, tuy nhiên “sự cuốn ra” một phần mây được tham số hóa và mưa vào qui mô lưới Điều này cho phép sự chuvển hướng và chuyển pha của các hạt thành dạng được dự báo hiển trong các bước thời gian tiếp theo

Bảng 1.1 Mô tả các cách tiếp cận TSHĐL trong các mô hình qui mô vừa

(Molinari và Dudek, 1992) Cách tiếp cận Điêm bât ôn đinh đôi lưu• Điêm ôn định đôi lưu

Cách tiêp cận truyên thông chỉ dùng trong các mô hình sô với bước lưới quá lớn (kích thước lưới >50-60km) Khi bước lưới giảm xuống dưới 50km, cách tiếp cận truyền thống bắt đầu gặp phải những yêu cầu phân tách qui mô cơ bản của bài toán tham số hóa, đặc biệt nếu các tổ chức đối lưu qui mô vừa cũng được tham số hóa Cách tiếp cận truyền thống sử dụng phương pháp ẩn hoặc hiển phụ thuộc vào

độ ổn định đối lưu địa phương

Cách tiếp cận hiển tổng thể không có những hạn chế như trên, tuy nhiên cách tiếp cận này cũng lại không thành công trong các mô hình qui mô vừa khi có bất ổn định đối lưu lớn Mặc dù cách này thích hợp trong một vài trường hợp đặc biệt nhưng cách tiếp cận hiển tổng thể không thể cho một nghiệm tổng quát đối với các

mô hình có bước lưới trên 5-10km Cách tiếp cận hiển tổng thể chỉ sử dụng công thức hiển, không chú ý tới độ ổn định đối lưu Với các mô hình có kích thước lưới

<2-3km, cách tiếp cận hiển tổng thể rõ ràng là tốt hơn, mặc dù vậy kích thước lưới lkm chỉ có thể mô phỏng các đám mây đối lưu lớn nhất (Lilly, 1990)

Cách tiếp cận lai dễ dàng tách biệt các chuyển động qui mô đối lưu khỏi sự phát triển chậm, sự rơi xuống và sự chuyển pha của các hạt băng ngưng kết bị cuốn

ra tạo thành các tổ chức đối lưu qui mô vừa Cách tiếp cận lai sử dụng TSHĐL để đưa ra một phân bố thẳng đứng của các hạt mây và mưa trong các vùng bất ổn định đối lưu Một phần của các hạt này bị cuốn ra vào môi trường mây, sau đó được dự báo hiển vào các bước thời gian tiếp theo sử dụng các phương trình dự báo không đối lưu và bình lưu của chuyển động qui mô lưới Trong các khu vực bất ổn định đối lưu, cách tiếp cận lai khi đó có một phần là ẩn và một phần là hiển Cách tiếp cận lai sẽ được phân biệt với TSHĐL theo cách tiếp cận truyền thống Chẳng hạn như, Fritsch & Chappell (1980) và Emanuel (1991) tính ngưng kết trong dòng thăng, dòng giáng và kết hợp ảnh hưởng quá trình bốc hơi của ngưng kết đối lưu

Tuy nhiên, các thủ thuật này và những thủ thuật tương tự khác không phân loại như

cách tiếp cận lai vì những ảnh hưởng vi vật lý phải được kết hợp tất cả một cách

đồng thời Lượng nước là ẩn và không được mang theo ở những bước thời gian tiếp

và không có sự trao đổi với lượng nước qui mô lưới Trong thực tế, định nghĩa về cách tiếp cận lai đòi hỏi các phương trình dự báo qui mô lớn không đối lun cho các hạt mây và mưa Thêm vào đó, các phương trình này phải chứa các số hạng nguồn đối lưu trong đó các phần tử ẩn được chuyển đổi thành qui mô lưới Do đó, sự có mặt của TSHĐL cộng với các phương trình vi vật lý không đối lưu là không đầy đủ

Đe tiếp cận lai đạt hiệu quả, bước lưới phải đủ nhỏ để giải được các tổ chức qui mô vừa, tuy nhiên không quá nhỏ để tránh gặp phải vấn đề phân tách qui mô Người ta cho rằng tiếp cận lai thích hợp với những mô hình có bước lưới từ 20 hoặc 25 đến 50km

Các sơ đồ TSHĐL trong thời gian đầu được thúc đẩy bởi sự áp dụng của nó vào động lực học bão, tuy nhiên sự cần thiết để biểu diễn các quá trình đối lưu được

mở rộng và quá trình tham số hóa đặc biệt quan trọng đối với các mô hình dự báo thời tiết, các mô hình hoàn lưu chung và các mô hình khí hậu

Đen nay, một loạt các sơ đồ tham số hóa đã được phát triển, tuy nhiên mỗi sơ

đồ đều có những hạn chế riêng và không có sơ đồ nào hoàn thiện Điều này trước hết do sự hiểu biết chưa đầy đủ về các quá trình đối lưu của chúng ta (Smith, 2000)

Đã có rất nhiều tác giả tổng kết về vấn đề này như Betts (1974), Cho (1975), Houze

và Betts (1981), Ooyama (1982), Anthes (1982), Frank (1983), Molinari và Dudek (1992), Emanuel và Raymond (1993), Kuo & c s (1997), Smith (1997a) theo nhiều cách tiếp cận khác nhau, trong phần này mục đích của chúng tôi là muốn hệ thống lại một cách khái quát sự phát triển của các sơ đồ TSHĐL trong mồ hình dự báo thời tiết cũng như trình bày sơ bộ về ý tưởng của các nhóm sơ đồ TSHĐL điển hình

Nhìn chung, các sơ đồ TSHĐL có hai mục tiêu Thứ nhất, các sơ đồ phải dự báo được năng lượng giải phóng do đối lưu qua số hạng của các biến qui mô lưới (bài toán khép kín) Thứ hai, sơ đồ đối lưu phải phân bố năng lượng được giải phóng theo phương thăng đứng sao cho gân với thực tê cùng với các tham sô hóa vật lý khác như bức xạ, mưa qui mô lưới và lớp biên để duv trì được cấu trúc khí

quyển thực theo phương thẳng đứng (Gregory và Rowntree, 1990) Hai câu hòi cần nêu ra để đánh giá một sơ đồ nào đó là: (1) đối lưu được hình thành như thế nào

trong sơ đồ và (2) trong trường hợp các sơ đồ kiểu dòng khối, thông lượng khối

lượng đối lưu được xác định như thế nào

Theo Arakawa và Chen (1987), hầu hết các sơ đồ TSHĐL sử dụng trong dự báo thời tiết số có thể được chia thành bốn nhóm với một số sơ đồ đại diện như sau:1) Các sơ đồ điều chỉnh đối lưu ẩm như Manabe & c s (1965), Krishnamurti & c s

(1980), Betts (1986), Mueler & c s (1987), và Betts và Miller (1993)

2) Các sơ đồ kiểu Kuo như Kuo (1965, 1974), Anthes (1977a), Molinari (1982), và Geleyn (1985)

3) Các sơ đồ dòng khối như Arakawa và Schubert (1974), Geleyn & c s (1982), và Tiedtke (1989)

4) Các sơ đồ được thiết lập cho các mô hình qui mô vừa như Kreitzberg và Perkey (1976), Fristch và Chappelỉ (1980), Frank và Cohen (1987), và Kain và Fristch (1989)

Ý tưởng cơ bản của các sơ đồ điều chỉnh đổi lưu ẩm là biểu diễn trực tiếp cấu trúc tựa cân bàng của khí quyển đối lưu Quan trắc cho thấy sự xuất hiện của đối lưu ẩm sâu ép buộc mạnh cấu trúc nhiệt và ẩm thẳng đứng của khí quyển Điểm cốt lõi của các sơ đồ điều chỉnh đối lưu ẩm đối với tham số hóa hoạt động đối lưu qui mô dưới lưới trong các mô hình dự báo thời tiết số là profile quy chiếu đặc trưng cho cấu trúc nhiệt động lực tựa cân bàng của khí quyển đối lưu Thông qua quá trình điều chỉnh, các cấu trúc nhiệt và ẩm của khí quyển mô hình được nới lỏng đồng thời về trạng thái tựa cân bàng này Một ưu điểm của các sơ đồ điều chỉnh đối lưu ẩm là khái niệm và tính toán đơn giản Bằng kỹ thuật nới lỏng về một cấu trúc tựa cân bằng được xác định trước ta không cần phải lý giải chi tiết quá trình đạt đến

và duy trì cấu trúc cân bằng của các quá trình qui mô vừa và mây qui mô dưới lưới

Nhóm các sơ đồ kiểu Kuo, trong đó phát triển sớm nhất để TSHĐL mây tích trong các mô hình số là sơ đồ Kuo (1965) đã hình thành cơ sở cho nhiều sơ đồ khác

Sơ đồ Kuo dựa trên năm giả thiết về bản chất quan trắc được của đối lưu sâu: (1) đối lưu sâu xảy ra trong các khu vực có phân tầng là bât ôn định điêu kiện, tuy nhiên chi khi có hội tụ ẩm mực thấp; (2) các đám mây đối lưu hình thành từ không

khí lớp biên và không khí mây có thể được đặc trưng bởi đường đoạn nhiệt ẩm giả của lớp biên; (3) các đám mây mở rộng từ mực ngưng kết nâng của không khí lớp biên tới mực nổi phiếm định; (4) các đám mây đối lưu chỉ tồn tại trong một khoảng thời gian ngắn trước khi chúng xáo trộn toàn bộ với môi trường; (5) thông lượng khối lượng đối lưu tỷ lệ với hội tụ ẩm Mô hình mây đơn giản của Kuo (1974) đưa

ra một profile đôt nóng thăng đứng tỷ lệ với sự chênh lệch nhiệt độ giữa phân tử mây đi lên và môi trường của nó Profile này thường phù hợp tốt với những quan trắc lấy trung bình theo thời gian của đốt nóng đối lưu trong suốt thời gian mưa lớn, tuy nhiên không phù hợp tốt với các profile đốt nóng nhận được từ những lần quan trắc riêng biệt của những thực nghiệm nhiệt đới toàn cầu khu vực Đại Tây Dương (GATE) (Song, 1982) Tồn tại lớn nhất trong sơ đồ này là phải xác định được tỷ lệ

ẩm (đại lượng không biết) và không có khả năng giải được những hoàn lưu qui mô vừa (vấn đề chung đối với tất cả các mô hình lưới thô) Nhược điểm của sơ đồ Kuo

là xu thể làm ẩm quá lớn hơn so với khí quyển thực (Kitade, 1980), có nghĩa là quá nhiều hơi nước hội tụ trong một cột khí tại một ô lưới được dùng để làm ẩm khí quyển, trong khi đó quá ít có khả năng đốt nóng khí quyển và sinh mưa Một hạn chế nữa của sơ đồ này là nó không thể tạo ra được sự làm ẩm thực của khí quyển trong tính toán đối lưu bức xạ đối với dòng nền trong đó các thông lượng nhiệt rối

và bức xạ bề mặt cân bàng với bức xạ sóng dài đi vào không gian Emanuel (1994) lưu ý rằng trong những trường hợp như vậy, sơ đồ tất yếu sẽ dẫn tới khí quyển bão hòa

Điển hình cho sơ đồ kiểu dòng khối là sơ đồ của Arakawa và Schubert (1974) Arakawa và Schubert đã thiết lập một sơ đồ TSHĐL dựa trên ý tưởng tựa cân bằng, duy trì hiệu ứng tích lũy của các đám mây sẽ khử bỏ bất ổn định điều kiện của dòng qui mô lớn Cụ thể là sự tiêu hao năng lượng bởi đối lưu là ở trạng thái cân bằng với sự phát sinh của nó nhờ các quá trình qui mô lớn Giả thiết tựa cân bàng cho rằng qui mô thời gian đặc trưng của dòne qui mô lớn lớn hơn nhiều so với qui mô thời gian của các đám mây đối lưu Trong sơ đồ này, các đám mây đối lưu được biểu diễn bằng một phổ các đám mâv cuốn vào ở trạng thái dừng, mỗi đám mây là khác nhau nhưng có tốc độ cuốn vào không đôi Tât cả các đám mây trong

mô hình đều có cùng chân mây trong khi đình mây được xác định là mực nôi phiếm

định, mực này sẽ giảm khi tốc độ cuốn hút tăng Lượng công được thực hiện bởi lực nổi trong mỗi một đám mây trên một đơn vị thông lượng khối lượng tại chân mây được gọi là hàm công mây (hàm công mây bàng với thế năng đối lưu khả năng (CAPE) nếu tốc độ cuốn hút bằng không, tuy nhiên ngược lại sẽ nhỏ hơn CAPE) Hàm này phụ thuộc vào cấu trúc nhiệt động lực của môi trường mây và tăng như là kết quả của các quá trình qui mô lớn có xu thế làm bất ổn định khí quyển như làm lạnh bức xạ, chuyển động thẳng đứng, và các thông lượng nhiệt và ẩm bề mặt Ngược lại, đối lưu có xu thế loại bỏ sự bất ổn định bàng cách đốt nóng môi trường của nó thông qua dòng giáng bồi hoàn, do đó làm giảm hàm công mây Khép kín trong sơ đồ Arakawa-Schubert nhận được bằng cách đặt tốc độ biến đổi theo thời gian của hàm công mây bằng không đối với từng loại mây, một điều kiện xác định thông lượng khối lượng chân mây cho mỗi loại mây Sơ đồ Arakawa và Schubert nhìn chung tạo ra tốc độ mưa tốt trong những nghiên cứu bán dự báo (Krishnamurti

& c s, 1980) Điều này phù họp với những quan trắc là sự biến đổi nhiệt độ thuần trong tầng đối lưu, gắn liền với đối lưu sâu, được lấy trung bình trên các vùng có đường kính tới hàng trăm kilomet là rất nhỏ so với độ lớn của giải phóng ẩn nhiệt (Frank, 1980; Fritsch & c s, 1976) Điều đó thể hiện sơ đồ chưa mô phỏng tốt quan

hệ giữa hoàn lưu qui mô lớn và lượng nhiệt giải phóng trong đối lưu sâu Đây là vấn

đề đang gây nhiều tranh cãi Nhược điểm của sơ đồ Arakawa-Schubert là do sự phân tách giữa qui mô thời gian của qui mô lớn và qui mô đối lưu dẫn đến giả thiết khép kín trở nên mất hiệu lực Ngoài ra, việc giả thiết ràng phần diện tích đối lưu trong một diện tích ô lưới là nhỏ so với đơn vị, giả thiết này nhìn chung đều không thỏa mãn trong một mô hình bão, đặc biệt trong khu vực thành mắt bão Sơ đồ Arakawa-Schubert đã không tính đến dòng giáng do giáng thủy, điều này có ảnh hưởng quan trọng đến lớp biên trong bão

Họ thứ tư trong nhóm các sơ đồ TSHĐL phân chia theo Arakawa và Chen (1987) là các sơ đồ được thiết lập cho các mô hình qui mô vừa, điển hình là sơ đồ của Kreitzberg và Perkey (1976), Fritsch và Chappell (1980a) Khác với các mô hình lưới thô, bằng cách nào đó sơ đồ phải tham số hóa cả những quá trình qui mô vừa và qui mô đối lưu kể cả sự tương tác qua lại giữa chúng Các mô hình có bước lưới khá tinh (< 50km) cho phép giải hiển các hoàn lưu qui mô vừa Phụ thuộc vào

mục đích nghiên cứu và khoảng cách lưới được sử dụng, hoàn lưu qui mô vừa có thể bao gồm dòng thăng và dòng giáng với qui mô của những đám mây hình đe (10- 100km), hoặc toàn bộ dải đối lưu như đường tố (qui mô hàng trăm kilomet) Các

mô hình qui mô vừa phải tham số hóa các quá trình qui mô đối lưu Trong các thập

kỷ trước có rất nhiều nỗ lực để mô phỏng các hoàn lưu qui mô vừa gắn liền với đối lưu và nghiên cứu sự tương tác giữa những hoàn lưu này và đối lưu Mỗi một sơ đồ

mô phỏng các hiệu ứng đối lưu sử dụng một mô hình mây đơn lẻ tại mỗi điểm lưới, phù hợp với lưới tinh của mô hình

1.2 Một số sơ đồ tham số hóa đối lưu áp dụng cho mô hình HRM

1.2.1 Sơ đồ Tiedtke

Từ năm 1989, Tiedtke đã xây dựng một sơ đồ TSHĐL mây tích dựa trên cơ

sở gần đúng các dòng khối Ông đã chia động lực của mây tích thành hai phần, một phần dòng thăng và một phần dòng giáng Dòng khối trong mây khi đó là tổng của dòng khối trong dòng thăng và dòng khối trong dòng giáng Các phương trình nhiệt

và ẩm qui mô lưới có tính đến hiệu ứng đối lưu và cách xây dựng một mô hình mây

sẽ được trình bày chi tiết trong các mục dưới đây

1.2.1.1 Các phương trình biếu diễn quan hệ giữa trường nhiệt ẩm qui mô lưới và đoi lưu

Các phương trình nhiệt và ẩm qui mô lưới có thể viết dưới dạng:

trong đó 5 =CpT+gz là năng lượng tĩnh khô, q là độ ẩm riêng, p là mật độ không

khí, V là thành phần vận tốc ngang, w là vận tốc thẳng đứng, c là tốc độ ngưng kết, e

là tốc độ bay hơi và Qr là đốt nóng bức xạ Các biến ký hiệu gạch trên chỉ giá trị

trung bình trên một diện tích ngang đủ lớn để chứa quần thể mây tích và các biến ký hiệu phẩy chỉ độ lệch của chúng khỏi giá trị trung bình Thông lượng thẳng đứng của năng lượng tĩnh khô và ẩm diễn biến do tác động của các quá trình có qui mô khác nhau, ở đây chỉ tính qui mô đối lưu Trong các mô hình, rối lớp biên được

tham số hóa riêng biệt Phân kỳ thông lượng rối ngang của 5 và q trong lớp đối lưu

(1.1)

(1.2)

cũng được bỏ qua vì vận chuyển ngang qua biên của đối lưu mây tích là nhò so với vận chuyển bởi dòng qui mô lớn.

Tác giả sơ đồ coi vận chuyển năng lượng tĩnh khô 5 và độ ẩm riêng q bao

gồm phần đóng góp từ dòng thăng, dòng giáng mây tích và dòng giáng gây ra bởi mây tích trong không khí môi trường (dòng qui mô meso) được biểu diễn dưới dạng

p(w s )ca = p Ỵ uơ u, iWu, -w X íH/ - s ) + p ỵ j ơ dl{Wcí, ~ W)(sjl - s )

Phương trình tương tự được viết cho độ ẩm Ký hiệu “c«” chì phần đóng góp

từ đối lưu mây tích, / chỉ loại mây thứ i , u v à d chỉ dòng thăng và dòng giáng mây

tích, ký hiệu sóng chỉ giá trị của môi trường và a là độ phủ mây vô thứ nguyên Phần đóng góp từ dòng thăng, dòng giáng, và dòng giáng trong môi trường được biểu diễn bằng cách sử dụng giá trị trung bình, với giả thiết ràng dòng thăng và dòng giáng đối lưu được mô hình hóa bàng mô hình mây một chiều Với mục đích

tham số hóa mây tích trong các mô hình qui mô lớn, gần đúng s =s,q =q\à khá tốt

Thông lượng khối lượng đối lưu được biểu diễn như sau:

Mui và Mdi là thông lượng khối lượng của dòng thăng và dòng giáng của đám mây

thứ / Khi đó, các phương trình qui mô lưới (1.1) và (1.2) được viết lại dưới dạng:

trong lớp không khí chưa bão hòa bên ngoài đám mây sw sd qu, qd là trung bình trọng số của 5 và q từ toàn bộ dòng thăng và dòng giáng Các sổ hạng thông lượng với chỉ số “tứ ' biểu diễn sự vận chuyển thẳng đứng của nhiệt và ẩm do chuyển động

rối Các thành phần vận chuyển rối ngang được bỏ qua Để tính vận chuyển thẳng đứng của động lượng ngang do đối lưu cần phải thêm vào vế phải của các phương trình động lượng viết cho thành phần w vàv các số hạng sau:

Khi đó, lượng mưa sinh ra do đối lưu trong mô hình có thể tính theo công thức:

trong đó p{z) là thông lượng nước mưa tại độ cao z và Gp là sự chuyển đổi từ hạt nước mây sang hạt mưa, ed và ẽp là phần tái bốc hơi trong quá trình phát triển đối

Vấn đề tiếp theo là phải xác định được các biến của mây thông qua các biến qui mô lưới, do đó tác giả đã thiết lập một mô hình mây để biểu diễn quan hệ này

1.2.1.2 Mô hình mây

Giả thiêt răng tôn tại một quân thê mây bao gôm dòng thăng, dòng giáng và quá trình phát triển đối lưu của tất cả các đám mây đều ảnh hưởng tới trường nhiệt động lực qui mô lớn Vùng hoạt động của các đám mây đối lưu, tức là phần chứa dòng thăng và dòng giáng, là rất quan trọng đối với động lực học qui mô lớn Sau đây sẽ lần lượt trình bày mô tả của tác giả về sự diễn biến của quá trình nhiệt, ẩm và động lực trong mây đối lưu

A Dỏng thăng mây tích

Để biểu diễn dòng thăng mây tích, Tiedtke đã sử dụng các phương trình bảo

toàn với giả thiết dừng viết cho các biến của dòng thăng đối với đám mây thứ i theo

(1.9), trong đó các biến không có dấu (~) là giá trị của dòng thăng còn các biến có dấu (~) là giá trị tương ứng của môi trường / là lượng nước lỏng trong mây Trong

phương trình cuối cùng, a ký hiệu chung cho cả u v à v E là dòng cuôn vào D là

- - T - I M uuu + M dud - ( M u +M d)u]

dòng cuốn ra, c là lượng nước ngưng kết và Gp là tốc độ chuyển đổi từ hạt nước mây sang hạt mưa Để đom giản trong phương trình trên chỉ số u (chỉ dòng thăng)

được bỏ qua Hệ phương trình (1.9) cho thấy sự vận chuyển thẳng đứng của động lượng cũng như nhiệt và ẩm

trong đó a u biểu diễn biến phụ thuộc bất kỳ Các phương trình viết cho thông lượng

khối của quần thể mây có dạng (1.11) Để giải được hệ phương trình này cần tìmquan hệ biểu diễn các đại lượng chưa biết trong vế phải dưới dạng hàm của các biến quần thể mây hoặc của các biến qui mô lưới

a) Dòng cuôn vào và dòng cuôn ra

Giả thiết ràng tốc độ dòng cuốn vào E và cuốn ra D gây ra bởi rối (ký hiệu

a l) Dòng cuốn vào và cuốn ra do rối

Các dòng này sinh ra bởi hoạt động của các xoáy rối ở rìa các đám mây Các xoáy rối vận chuyển không khí môi trường vào trong mây và không khí mây ra môi trường Tốc độ dòng cuốn vào và cuốn ra do trao đổi rối tỉ lệ nghịch với bán kính mây theo công thức:

cho đối lưu sâu hoặc đối lưu mực giữa và đối lưu nông tương ứng

a2) Dòng cuốn vào có to chức

Theo Tiedtke (1989), dòng cuốn vào có tổ chức được xác định bởi độ hội tụ

ẩm trong điều kiện dừng:

Dòng cuốn vào có tổ chức chỉ được tính đến trong phần dưới của lóp mây nơi có sự hội tụ ẩm qui mô lớn, tức là phía dưới mực có tốc độ thẳng đứng mạnh nhất

a3) Dòng cuốn ra có to chức

Không khí trong mây sẽ cuốn ra vào môi trường trong lớp mô hình có chứa mực tại đó lực nổi bằng không, phần còn lại sẽ xâm nhập vào lớp gần kề phía trên

và cuốn ra ở đó:

d ( K / g J F - n

Q — kJa LJ<ia d a) Dòng cuốn vào và cuốn ra do rối

Các dòng này được tham số hóa giống như trong trường hợp viết cho dòng thăng mây tích, tuy nhiên tốc độ dòng cuốn vào, cuốn ra được xác định là bàng nhau và có giá trị bằng:

Lưu ý rằng e, là bốc hơi của mưa đối lưu để duy trì dòng giáng đạt bão hòa và do

đó làm ẩm và làm lạnh không khí môi trường tại LFS

Thông lượng thẳng đứng của động lượng ngang được tính gần đúng theo công thức:

ngoại trừ chỉ số m chỉ vận chuyển động lượng.

Cuối cùng, phương trình động lượng viết cho mây có tính đến tham số p là:

õz

D Lựa chọn tham số và khép kín mô hình mây

Tiedtke (1989) phân biệt các loại mây đối lưu như sau:

- Đôi lưu sâu: hội tụ không khí ở lớp biên trong điều kiện bất ổn định có khả

năng tạo thành dòng thăng lớn để có thể xuyên qua tầng đối lưu

- Đối lưu nông: bên dưới có phân kỳ nhẹ và chỉ đạt đến độ cao trong tầng đối

- Đối lưu mực giữa: xuất hiện ở vùng front trong lớp giữa của khí quyển,

chân mây nằm trên lớp biên khí quyển

* Xác định thông lượng khối lượng ở chân máy

Tùy thuộc vào từng loại mây đối lưu mà tác giả đã thiết lập các điều kiện

biên tại chân mây khác nhau cho thông lượng khối lượng dòng thăng

- Đối lưu sâu: đối lưu sâu xuất hiện khi nhân tố động lực (hội tụ) lớn hơn so

với xáo trộn rối và phụ thuộc vào hội tụ qui mô synôp ở các mực dưới Khi có một

lớp dày bất ổn định và hội tụ ẩm qui mô lớn các đám mây tích tồn tại cuốn không

khí môi trường đi qua chân mây và rìa đám mây còn không khí trong mây bị cuốn

ra môi trường xung quanh ở những mực cao hơn Đối với đối lưu sâu, độ ẩm khí

quyển dưới chân mây ( z < z fí) nhận được qua cân bàng tĩnh của các quá trình qui

mô lưới, chuyển động rối và chuyển động đối lưu Điều kiện này được biểu diễn

như sau:

k ( ? « - q ) + M d{qd - q )] B ^ - ị v S / q + w ^ - + ^ ^ { p w q \

Từ đây ta thấy mây đối lưu sâu chỉ xuất hiện khi vế phải dương

- Đối lưu nông: thường hình thành trong điều kiện lượng ẩm bay hơi (xáo trộn) lớn hơn lượng ẩm hội tụ Tuy nhiên, để xác định thông lượng khối lượng ờ

chân mây ta vẫn có thể sử dụng kiểu khép kín như đối với đối lưu sâu theo công

thức (1.26) Sự khác nhau ở đây là lượng ẩm cung cấp cho các đám mây đối lưu

nông chủ yếu do sự bốc hơi từ bề mặt, nghĩa là trong móc ở vế phải của ( 1.26) số

hạng cuối cùng lớn hơn hẳn so với hội tụ ẩm qui mô lớn và do đó có thể bỏ qua hội

- Đối lưu mực giữa: chân mây không nằm trong lớp biên mà hình thành tại các mực nằm phía trên lớp biên Đối lưu mực giữa có thể hình thành do sự nâng lên

của không khí mực thấp cho đến khi không khí bão hòa và nguồn ẩm ban đầu là từ

hội tụ ẩm qui mô lớn mực thấp Khi đó, dòng khối trong dòng thăng tại chân mây

được xác định thông qua sự vận chuyển khối lượng thẳng đứng của dòng qui mô

lớn theo công thức:

trong đó W là dòng thăng qui mô lớn ở nút lưới.

Thông lượng khối lượng dòng giáng được giả thiết là tỷ lệ thuận với thông

lượng khối lượng dòng thăng với sử dụng biểu thức của Johnson (1980), giá trị của

nó tại LFS được xác định bởi:

với y là tham số kinh nghiệm

1.2.2 Sơ đồ Betts-Miller-Janjic

Dựa trên cấu trúc nhiệt ẩm thực ở nhiệt đới nêu trên tác giả đã thiết lập nên

sơ đồ BMJ Theo sơ đồ này cấu trúc nhiệt ẩm khí quyển mô hình được điều chỉnh

về một cấu trúc nhiệt động tựa cân bàng quy chiếu (nhận được từ quan trắc trong

khí quyển nhiệt đới) cùng tồn tại với các quá trình bình lưu và bức xạ qui mô lớn

Trong sơ đồ sử dụng hai cấu trúc nhiệt động quy chiếu khác nhau đối với đối lưu

sâu và đối lưu nông

a) Cẩu trúc hình thức

Phương trình xu thế nhiệt động qui mô lớn (hay lưới) có thể biểu diễn tượng

trưng dưới dạng vectơ sau

trong đó S biểu diễn chung cho các biến nhiệt động (hiếu là biến mô hình) N và

F biểu diễn thông lượng đối lưu (kể cả thông lượng mưa) và thông lượng bức xạ

Phân kỳ thông lượng đối lưu được tham số hóa dạng

trong đó SR biểu diễn cấu trúc nhiệt động tựa cân bằng quy chiếu của biến s , T

tiêu biểu cho thời gian điều chỉnh (hay lỏng dần) của các quá trình qui mô vừa hay đối lưu

Nếu coi xu thế nhiệt động qui mô lớn sinh ra chỉ do đối lưu (bỏ qua bình lưu

và bức xạ) thì từ phương trình (1.29) kết hợp với (1.30) ta có

ệ = * Ệ 4 s, sh

Đối với quá trình tựa cân bằng nghĩa là ỠS /ỡt « 0 từ (1.31) sẽ có

Trong thực tế thời gian T biến đổi trong giới hạn 1-2 giờ, nghĩa là (s,f - s )

tương ứng với ép buộc cỡ 1 giờ bởi qui mô lớn kể cả bức xạ Trong đối lưu sâu khí

quyển duy trì hơi lạnh hơn và ẩm hơn so với SR Đối với T nhỏ khí quyển tiến gần đến s n và do đó có thể thay s w SR trong số hạng đối lưu ở vế phải của (1.32) để có

Phương trình (1.34) cho thấy, cấu trúc của thông lượng đối lưu gắn chặt với

một profin quy chiếu xác định SR Vậy thì bằng điều chỉnh về cấu trúc nhiệt động thám sát thực SR đồng thời ta đã xác định được các thông lượng đối lưu, kể cả mưa,

để có cấu trúc tương tự cấu trúc xuất phát (1.29) hay cấu trúc được đơn giản hoá (1.34)

Thay p vào (1.33) và vì trong đối lưu sâu 1 < dp’R / dp < 1,1 nên sẽ nhận được

p R - ị o = p ’R - p ~ CÚT.dp] I dp ft o n (1.35)

và do đó từ (1.35) suy ra gần đúng sau

p = ịo,, - m (1.36)

Như vậy, trong sơ đô đôi lưu sâu biên qui mô lưới ỹ) bị trôi từ trạng thái quy chiếu xác định P R vê phía bão hoà bởi dòng đôi lưu (ƠT Từ đây ta thấy, trong sơ đồ đơn

giản trên mặc dù đã quy định một giá trị toàn cầu không đổi của cấu trúc quy chiếu

fpR, nhưng p vân biên đổi theo không gian và thời gian thông qua dòng thăng a>

trong đối lưu sâu

Vai trò của TSHĐL trong một mô hình toàn cầu nói chung, qui mô lưới nói riêng, là tạo ra mưa trước khi đạt đến bão hoà qui mô lưới để vừa mô phỏng được bản chất thực của khí quyển vừa ngăn cản được bất ổn định qui mô lưới gắn liền với khí quyển bất ổn định điều kiện bão hoà Từ (1.36) ta thấy, nếu sơ đồ đối lưu ngăn

cản được bão hoà qui mô lưới (tức p = 0) thì ép buộc đối với thời gian T sẽ là

T < P R / comax, trong đó Cừmax là cực đại điển hình của co trong một nhiễu động nhiệt đới chính

b) Thủ tục điều chỉnh

Chúng ta coi biến đổi cấu trúc nhiệt động s sinh ra bởi các số hạng bình lưu qui mô lớn, bức xạ và các thông lượng bề mặt Sau đó đỉnh mây xác định bởi điểm cắt nhau của đường đoạn nhiệt ẩm đi qua mực dưới 0/; Độ cao đỉnh mây ban đầu là khác nhau giữa đối lưu nông và đối lưu sâu Các profin quy chiếu được thiết lập khác nhau đổi với đối lưu nông và đối lưu sâu sao cho thỏa mãn những ép buộc

khác nhau về năng lượng Khi đó, điều chỉnh đối lưu (SR - S)/x được áp dụng vào

hai phương trình xu thế riêng biệt đối với trường nhiệt và trường ẩm dưới dạng

c) Xác định profin nhiệt động quy chiếu SR (Tư , qR)

Nội dung c ơ bản của sơ đồ điều chỉnh đối lưu này là xác định các profin quy chiếu, trong đó đối lưu nông và đối lưu sâu được phân biệt bởi đình mây

cl) Đôi lưu nông và xác định profin quy chiếu trong đổi lưu nông' Đối với đối lưu

nông, profin quy chiếu của biến tương ứng (ký hiệu là 7 ^ hay qR_sh) phải thỏa inãn

hai ép buộc năng lượng riêng biệt sau:

Profm phỏng đoán đầu tiên : Độ nghiêng đường xáo trộn được xác định từ các đặc

tính của không khí tại mực chân mây p H và mực ngay trên mực đỉnh mây p r Trước hết, cần tìm điểm bão hoà sp trên đường xáo trộn tương ứng với một hon hợp

không khí cân bằng từ hai mực p H và p r Mực p r ký hiệu là (1) và được dùng để

xác định độ nghiêng của đường xáo trộn được tuyến tính hoá ( M ) trong tầng đối

lưu dưới nhờ biểu thức sau:

trong đó (l) và />Ẵi(i?)là áp suất của mực bão hòa tại mực ngay trên đỉnh mây và

chân mây tương ứng, hàng số M trong sơ đồ gốc hiện hành được nhân với hệ số 0,8 Điểm p H là nơi có nhiệt độ thế vị tương đương bão hòa 9/ s (ổ) lớn nhất trong

cả cột khí Đó chính là chân mây Đỉnh mây được coi là nơi có hiệu số nhiệt độ giữa

môi trường và phần tử nhỏ hơn 3°c Profin nhiệt độ phỏng đoán đầu tiên sẽ chính

là đường song song với đường xáo trộn (tương ứng với p = 1) và tính được theo

biểu thức

Ousip) được chuyên thành ( T , p ) và kết hợp với (phỏng đoán đầu tiên độc lập

đôi với p) sẽ cho ta điểm bão hòa sp và do đó độ ẩm riêng, nghĩa là ta sẽ có profin phỏng đoán đầu tiên của nhiệt độ thế và ẩm với hệ số 0,8 trước M

Hiệu chinh nhiệt và ẩm: Vì đối lun nông được coi là không sinh mưa nên các tích

phân lớp của cpT và Lq được bảo toàn độc lập trong lớp đó (theo phương trinh (1.39)) Đe thỏa mãn đòi hỏi này phỏng đoán đầu tiên của T và q phải được hiệu

chỉnh trên mỗi mực bằng bổ sung các gia số tương ứng sau

ép buộc theo (1.39) nên không cần ép buộc đối v ớ ip Sau khi áp dụng (1.42) và

(1.43) phép điều chỉnh đã bảo toàn chặt chẽ giá trị trung bình của p trong suốt lớp

đối lưu

c2) Đoi lưu sâu và xác định profin quy chiếu trong đối lưu sâu:

Đối với đối lưu sâu các profin nhiệt, ẩm quy chiếu phải được thiết lập sao

cho thoả mãn ép buộc enthalpy tổng sau đây:

P b

trong đó H = c T + Lq Trong Betts & Miller (1986) nhận p H là mực ơ = 0,98 (tức

là điều chỉnh đối lưu sâu được thực hiện đến mực liền kề mực mặt đất) Khi đó tốc

độ mưa sinh ra do đối lưu sâu Rj được xác định bởi:

Profin nhiệt độ phỏng đoán đầu tiên:

Trong đối lưu sâu profin nhiệt độ thế vị bão hòa có một cực tiểu tại mực kết

băng p, và được ký hiệu là e /;S.(F) Trong lớp từ chân mây đến mực đóng băng

( P b > p > Ph ) rác giả coi nhiệt độ thế vị bão hòa 0ns giám theo gradien thắng đứng của nhiệt độ thê bão hòa ảo V = (dỡES / dp)e nhân với một hệ số trọng số a Khi

đó profin phỏng đoán đầu tiên trong đối lưu sâu biểu diễn sự giảm mực thấp, tức là

trong lớp dưới ( p H > p > p ,.) được xác định bời biểu thức sau

Trong khi đó, trong lớp trên từ mực đóng băng đến đỉnh mây ( p T < p < p ,.) profin

nhiệt độ này lại tăng để đạt nhiệt độ môi trường trên đỉnh mây theo biểu thức sau

ỠES = ỠES (F ) + {&ES (T) - ỠES (F ) t p - P t )/(/7/ - P t ) ( 1 -47)Tính toán từ tập số liệu thám sát GATE hai tác giả Betts & Miller (1986) đã xác

định rằng, với a = 1,5 cho ta profin cấu trúc nhiệt của tầng đối lưu là gần với thám

sát thực nhất Như vậy profm quy chiếu (nghĩa là với a = 1,5) trong tầng đối lưu

dưới là bất ổn định nhẹ đối với đường đẳng nhiệt độ thế vị tương đương bão hòa ảo

( 9ẼSV) khi chưa bão hoà với gradien V là

khi đã đạt bão hoà

Tiếp theo, profin ẩm được xác định từ profin nhiệt nhận được trên bằng xác định

trung bình điểm lưới của độ hụt áp suất bão hoà p = (p' - p) tại ba mực: đáy mây ( ) , mực đóng băng ( p / ,) và đỉnh mây ( p r ) với gradien tuyến tính.

Trong lớp dưới: p H > p > Pf độ thiếu hụt bão hoà được xác định theo biểu

Trong sơ đồ hiện hành thừa nhận (pH = -48 mb , p , = -70 mb và p, = - 2 2 mb

(âm có nghĩa là các giá trị chưa bão hoà) với I ip! đạt cực đại tại mực đóng băng.

Hiệu chỉnh năng lượng:

Đối với đối lưu sâu profin quy chiếu T(p) và q(p) xác định được từ 0/ s (p)

và p(p) cần phải thoả mãn điều kiện bảo toàn sau đối với enthalpy tổng

]( h k - h \I p = 0 (1.50)

Pn

trong đó H = (cpT + Lq) Điều kiện (1.50) có nghĩa các profin quy chiếu cần được

bổ sung đại lượng không đổi AH' xác định theo biểu thức sau

trong đó pr_ là mực khí áp ngay dưới đinh mây AH trong (1.51) được xác định bởi

A H = ( p , - p y ) ( H ) , - H s )ip (1.52)

Pn

trong đó H \ là enthalpy của profin quy chiếu phỏng đoán đầu tiên, Hs là giá trị

tương ứng tại điểm lưới Tại mỗi mực trường nhiệt độ mô hình được hiệu chỉnh sao

cho enthalpy của nó là H = (cpTR + LqR) được bổ sung đại lượng AH' trong khi vẫn duy trì p = const Trên đỉnh mây không hiệu chỉnh trường nhiệt độ T mà chỉ hiệu chỉnh trường ẩm q Thực hiện quá trình điều chỉnh năng lượng trên đây là để duy

trì sự bảo toàn năng lượng với độ chính xác cao trong quá trình điều chinh liên tiếp

CHƯƠNG 2 MỘT SỐ HÌNH THẾ THỜI TIẾT ĐIỂN h ì n h g â y m ư a l ớ n

2.1 Khái quát về điều kiện địa lý và đặc điểm khí hậu khu vực Bắc Bộ

2.1.1 Điều kiện địa lý

Tây Bắc là khu vực đổi núi đổ sộ nhất nước ta với hàng loạt dãy núi xen kẽ các sơn nguyên chạy từ phía bắc (Lai Châu) về phía Nam (Sơn La) theo hướng Tây Bắc-Đông Nam v ề phía Tây có nhiều dãy núi cao và trung bình nằm sát biên giới Việt Trung và Việt Lào v ề phía Đông là dãy núi Hoàng Liên Sơn kéo dài 180km với đỉnh Phan Si Pan cao 3143m Xen giữa các dãy núi phía Tây và phía Đông là khu vực sơn nguyên đá vôi xen núi sa diệp thạch

Đông Bắc bao gồm khu vực đồi núi tả ngạn sông Hổng và dải đồng bằng hẹp ven biển Quảng Ninh Hướng nghiêng của địa hình là Tây Bắc-Đông Nam Giáp với Đồng bằng Bắc Bộ là vùng trung du bao gồm những nấm đổi thoai thoải xen kẽ với những thung lũng rộng, đáy phảng Ở phía Đông từ Móng Cái đến Quảng Yên là dải đổng bằng ven biển hẹp theo chiều ngang, nơi rộng nhất không quá 10 km

Vùng đổng bằng Bắc Bộ chủ yếu là các tỉnh ở đồng bằng Bắc Bộ và vùng trung du kế cận có đặc điểm địa lý là giáp liền với vịnh Bắc Bộ ở phía đông nam, các phía khác bị bao quanh bởi vùng núi Bắc Bộ, độ cao phổ biến không quá 50m

Sự phân hóa địa hình là nguyên nhân chính tạo nên những vùng khí hậu khác nhau và chi phối chế độ mưa ở Bắc Bộ nói chung và tiểu vùng khu vực núi Bấc Bộ nói riêng

2.1.2 Đặc điểm khí hậu

Vùng Tây Bắc: có một mùa đông tương đối ấm và suốt mùa duy trì một tinh trạng khô hanh điển hình cho khí hậu gió mùa Tuy nhiên, vùng này có độ cao địa hình nói chung khá lớn, từ 300 đến 700m nên thực tế mùa đông ở đây vẫn lạnh, khả năng sương muối và băng giá vẫn có nhưng ở những vành đai cao hơn Độ ẩm không khí thấp nên khí hậu rất khô hanh, đặc biệt vào thời kỳ cuối mùa, gần như không chịu ảnh hưởng của front cực đới Chính vì vậy có sự tương phản rõ rệt về khí hậu thời kỳ cuối mùa đông giữa vùng này với vùng núi phía đông đang trong thời kỳ

mưa phùn âm ướt nhất trong năm Khu vực này mùa hạ đến sớm hơn các vùng phía đông, đó là do tác dụng hút gió ở rìa phía nam của áp thấp Ấn-Miến tạo điều kiện đưa không khí nóng âm từ vịnh Bengal tới vùng này sớm nhất Kiểu thời tiết đặc biệt

ở vùng này là kiểu thời tiết khô nóng vào đầu mùa hạ ở các thung lũng hình thành

do hiệu ứng phơn của các dãy núi Thượng Lào đôi với luồng gió mùa từ phía tây thổi sang Tuy nhiên, thời kỳ gió tây khô nóng này thường rất ngấn, kéo dài khoảng

2 tháng từ tháng 4 đến tháng 6 Vùng này quan sát được mưa đá nhiều nhất trên toàn quốc, hiện tượng này thường xảy ra vào thời kỳ cuối mùa đông sang mùa hè Khu vực này rất ít chịu ảnh hưởng của bão, tuy nhiên những áp thấp do tàn dư của bão di chuyển tới vùng này có thể gây ra những đợt mưa lớn kéo dài

Vùng Đông Bắc: đây là nơi tiếp nhận sớm nhất gió mùa đông bắc tràn về Việt Nam cho nên chịu ảnh hưởng mạnh mẽ nhất của gió mùa cực đới, đem lại sự hạ thấp nhiệt độ vào mùa đông rõ rệt hơn cả So với các vùng núi khác ở cùng độ cao, nhiệt độ mùa đông ở đây thấp hơn từ l-3°c Đặc điểm nổi bật của khí hậu vùng núi đông bắc là có mùa đông lạnh nhất và khô hanh so với tất cả vùng khác trên toàn quốc Đại bộ phận vùng núi đông bắc, mùa đông ít mưa và mùa hạ cũng ít mưa hơn

so với các vùng khác Tinh trạng ít mưa vào mùa hạ có liên quan với tác dụng của cánh cung Đông Triều đối với luồng gió mùa mùa hạ và các nhiễu động khí quyển Trong khi phía đón gió là vùng duyên hải Quảng Ninh thu được lượng mưa rất lớn thì phía khuất sau núi, phần lớn là diện tích vùng núi đông bắc có lượng mưa giảm sút rõ rệt

Vùng đồng bằng Bắc Bộ: khí hậu ở đây có một mùa đông lạnh, nắng ít, có năm có sương muối Thời kỳ đầu mùa đông tương đối khô nhưng thời kỳ cuối mùa thì cực kỳ ẩm ướt do mưa phùn Mùa hạ nóng, ít chịu ảnh hưởng của gió tây khô nóng, mưa nhiều Khu vực này chịu ảnh hưởng trực tiếp của xoáy thuận nhiệt đới- bão, nhất là dải ven biển Mùa bão từ tháng 7 đến tháng 10, tập trung chủ yếu vào tháng 7

2.1.3 C h ế độ mưa đặc trưng cho khu vực vùng núi phía Bắc

Các dãy núi chủ yếu chạy theo hướng tây bắc - đông nam và bắc - nam và nhiều dãy núi cao trên lOOOm nên rất thuận lợi cho khối không khí nóng ẩm từ biển thổi vào Do độ cao cũng tăng từ phía nam lên phía bắc nên lượng mưa cũng tăng dần lên phía bắc Hàng năm, khu vực này thu được một lượng mưa khá lớn và có

khuynh hướng tăng dần từ các nơi về vùng Bắc Quang, lượng mưa trung bình năm phần lớn các nơi thu được từ 1600 đến 2400mm, vùng ít mưa cũng thu được trên dưới 1400mm, theo số liệu thống kê thì năm mưa ít nhất tại đây cũng thu được là 3585mm (1967), năm nhiều nhất lên tới 6308mm (1968) Còn lưu vực phía Trung Quốc có lượng mưa hàng năm nhỏ hơn Tuy nhiên, mưa tại khu vực này không phân

bố đều mà tập trung vào một mùa trong năm, liên quan mật thiết với gió mùa mùa

hạ, với những khối không khí nóng ẩm và nhiều dông, bão, dải hội tụ., cũng là mùa mưa lớn Khi gió mùa mùa đông tràn về mạnh (tháng 10) thay thế không khí nóng

ẩm bằng không khí cực đới lạnh và ít hơi nước, mùa mưa lớn kết thúc

Chế độ mưa ở Bắc Bộ nói chung và khu vực vùng núi phía bắc nói riêng phàn chia thành 2 mùa rõ rệt: mùa mưa và mùa khô Nhìn chung, mùa mưa ở khu vực vùng núi Bắc Bộ kéo dài 7 tháng, bắt đầu từ tháng 4 và kéo dài đến tháng 10 hàng năm Trong đó thời gian mưa nhiều, kéo dài với tổng lượng mưa lớn tập trung vào 3 tháng là 6, 7 và 8 Lượng mưa trung bình tăng dần từ tháng 1 (25,2mm), đạt cực đại vào tháng 7 (333,5mm) và sau đó giảm dần đến tháng 12 (25,2mm) Tháng ít mưa nhất là tháng 1 và tháng 12 (25,2mm) Tổng lượng mưa trung bình nãm khu vực này

là 1795mm, kém tiểu khu Tây Bắc gần 200mm Tuy nhiên, do đặc thù vùng núi cao nên chế độ phân bố mưa theo thời gian của 2 tiểu khu Tây Bắc và vùng núi phía Bắc tương tự giống nhau

Mùa mưa khu vực đồng bằng Bắc Bộ từ tháng 5 đến tháng 10 với ba tháng mưa lớn nhất là từ tháng 7 đến tháng 9 Lượng mưa trung bình năm đạt từ khoảng

1400 đến 1800mm

2.2 Định nghĩa và phân bỏ cấp mưa diện rộng

2.2.1 Định nghĩa mưa lớn diện rộng

Theo Nguyễn Ngọc Thục (1992) nếu trong hai tỉnh liền kề có từ 1/2 số trạm trở lên đo được lượng mưa lớn hơn hoặc bằng 50mm trong 24 giờ thì gọi là ngày có mưa lớn diện rộng

Một đợt mưa lớn được coi là bắt đầu khi có số trạm như trên đo được lượng mưa từ 8-25mm trong 24 giờ và kết thúc khi điều kiện này không còn thỏa mãn Quá trình mưa lớn có khi kéo dài liên tục nhiều ngày nhưng có thể do những đợt mưa nối tiếp nhau nếu hình thê synốp gây mưa lớn của từng đợt khác nhau

Bảng 2.1 Quy ước cấp mưa

2.2.2 Quy ước cấp mưa

2.2.3 Quy định vé mưa lớn diện rộng

Trên thực tế, các khu vực dự báo được qui định ở nước ta chỉ có thể liền kề một hoặc hai khu vực dự báo khác nhau và mưa lớn mang tính chất hộ thống bao giờ cũng xảy ra trên một diện tích bề mặt tương đối rộng lớn Bởi vậy, mưa lớn diện rộng được qui định như sau:

Một khu vực có mưa lớn diện rộng khi mưa lớn xảy ra quá một nửa số trạm trong toàn bộ số trạm có quan trắc mưa thu thập được của khu vực đó

Mưa lớn xảy ra ở 2 hoặc 3 khu vực liền kề khi tổng số trạm quan trắc mưa lớn vượt quá 1/2 hoặc 1/3 tổng số trạm quan trắc mưa thu thập được trong 2 hoặc 3 khu vực liền kề

Khi mưa lớn xảy ra ở nhiều khu vực liền kề, các trạm quan trắc được tính cũng phải nằm trong khu vực có mưa Việc miêu tả khu vực xảy ra mưa lớn diện rộng phải căn cứ trên việc phân chia các khu vực nhỏ trong các khu vực dự báo đang được hiện hành

, 2.2.4 Quy định về một đợt mưa lớn diện rộng

Một đợt mưa lớn diện rộng là một đợt mưa xảy ra liên tục trong một khoảng thời gian nhất định trong đó có ít nhât một ngày đạt tiêu chuân mưa lớn diện rộng

Khi quá trình mưa lớn diện rộng xảy ra nhiều đợt trong một thời gian dài các đợt mưa lớn diện rộng khác nhau cũng được cách biệt bởi khoảng thời gian liên tục

ít nhất là 24h với trên 1/2 tổne số trạm quan trắc hoàn toàn không có mưa

Tổng lượng mưa cả đợt được tính theo lượng mưa đo được thực tế cùa từng trạm trong khoảng thời gian của cả đợt mưa kể từ thời gian bắt đầu đến thời gian kết thúc mưa Lượng mưa lớn nhất được chọn trong tổng lượng mưa thực đo của các trạm.

2.3 Các hình th ế synốp đặc trưng gây mưa lớn trên khu vực Bắc Bộ

Mưa trên lãnh thổ Việt Nam là kết quả tác động phức tạp của hoàn lưu nhiệt đới với địa hình đồi núi trên 3/4 lãnh thổ Việt Nam Đối với miền Bắc, vào mùa gió mùa mùa hè, mưa lớn diện rộng thường do dải hội tụ nhiệt đới - ITCZ Từ tháng 6, ITCZ đã thể hiện rõ ở phía nam Trung Quốc và phía bắc Việt Nam với phần phía tày

là chuỗi áp thấp nóng địa phương, phần phía đông có thể là dải thời tiết xấu với áp thấp và có thể có bão hình thành trên Biển Đông Vào đầu mùa đông, mưa lớn diện rộng liên quan đến front lạnh, khối không khí lạnh phía bắc front lạnh đẩy khối khí nhiệt đới còn đang nóng và ẩm nằm ở phía nam front lạnh lên cao tạo điều kiện khởi đẩu phát triển đường tố dưới dạng dải mây tích trước front lạnh cho mưa rào và dông

Dựa theo phân tích synốp trên cơ sở số liệu bản đồ thời tiết, chúng tôi phân chia thành 5 loại hình thế synốp cơ bản gây mưa lớn diện rộng đối với khu vực Bắc

• Mưa do sự hội tụ kinh hướng

Hình thế mưa do xoáy thuận nhiệt đới là loại hình thế gây mưa lớn đặc trưng

ở Bắc Bộ nói chung và khu vực vùng núi phía bắc nói riêng Mưa do xoáy thuận nhiệt đới chủ yếu là mưa bất ổn định, đôi khi kèm theo dông nên có cường độ lớn chiếm tỷ lệ 7,5% số đợt mưa hàng năm nhưng thường là những đợt mưa lớn gây ra nhưng đợt lũ cao đáng kể

a Các dạng xoáy thuận nhiệt đới

Trong quá trình hình thành và phát triển, xoáy thuận nhiệt đới tồn tại dưới nhiều dạng khác nhau: xoáy thuận nhiệt đới phát triển ở tầng thấp (vùng áp thấp), xoáy thuận nhiệt đới chỉ phát triển ở các mực trên cao trong tầng đối lưu (các nhiễu động xoáy trên cao), xoáy thuận nhiệt đới phát triển từ tầng thấp lên cao có khi hết

cả tầng đối lưu (bão, áp thấp nhiệt đới) và các xoáy thuận nhiệt đới liên quan trên các hệ thống thời tiết quy mô vừa (xoáy thuận trong dải hội tụ nhiệt đới) Các xoáy thuận nhiệt đới này có thể hoạt động độc lập hoặc liên kết với các hệ thống thời tiết khác như xoáy thuận nhiệt đới kết hợp với ITCZ, với không khí lạnh, với đới gió đông nam rìa áp cao cận nhiệt đới và các nhiễu động khác để tạo nên các quá trình

mưa.

b Nguồn gốc và quá trình hình thành các xoáy thuận nhiệt đới

Ngoài những xoáy thuận nhiệt đới phát triển hoàn chỉnh có nguồn gốc rõ ràng như bão, áp thấp nhiệt đới phải kể đến những xoáy thuận nhiệt đới hình thành

và phát triển từ những nhiễu động nhiệt đới hình thành ở ngay Bắc Bộ hoặc di chuyển ở khu vực xung quanh vào Bắc Bộ Có 3 dạng đặc trưng của loại hình thế này:

+ Xoáy thuận trên cao di chuyển từ nơi khác vào khu vực Bắc Bộ nói chung

và vùng núi phía bắc nói riêng theo 2 hướng chính từ phía đông lại hoặc từ phía bắc xuống và phát triển hoàn chỉnh ở Bắc Bộ Đối với các xoáy thuận di chuyển từ phía bắc xuống và phát triển xuống các mực thấp hơn trong đó có vai trò đóng góp của khối không khí lạnh ở phía bắc nén rãnh áp thấp Các xoáy thuận trên cao di chuyển

từ phía đông vào Bắc Bộ thường bắt nguồn từ nhiễu động dạng xoáy thuận trên khu vực phía nam và đông nam Trung Quốc, nhât là bán đảo Lôi Châu (Trung Quôc) do bão ATNĐ đổ bộ vào khu vực này và đầy lên, sau đó do sự tăng cường của vùng áp cao ở khu vực đông nam Trung Quốc (có thể là áp cao lạnh hoặc áp cao cận nhiệt đới) làm thay đổi hướng chuyển động ban đầu của vùng áp thấp này, làm cho trung tâm vùng áp thấp tiêp tục di chuyên chậm vê phía tây, ton tại ơ Băc bọ trong vai ngày và gây mưa lớn hoặc từ biêu hiện ban đâu rư nhat la mọt dạng nhieu đọng dâng sóng trong đới tín phong đông nam như song đong Đơi mưa CU3 loậi hình the này thường chuyển dịch từ phía đông vào Băc Bộ

+ Sự di chuyên VỚI tôc độ không đông đều của rãnh áp thấp trong đới gió tây tren cao (rãnh gió tây trên cao) Phân phía băc của rãnh di chuyển khá nhanh để lại phan phía nam rãnh thâp một nhiêu động có độ cong xoáy thuận Nhiễu động này phat tnen tạo thành xoáy thuận hoàn chỉnh ở các mực trên cao và thường tồn tại từ 1-2 ngay gây mưa cho khu vực Băc Bộ và vùng núi phía bắc Dạng này thường tồn tại ơ mực 500mb hoặc 700mb, đôi khi hạ thấp xuống mực 850mb Cường độ mưa của loại hình thời tiêt này liên quan mật thiết đến độ giảm nhiệt độ trong 24h cùa các mực trên cao, nhất là ở mực 500mb.

+ Xoáy thuận trên cao được hình thành ờ Bắc Bộ do quá trình nén động lực ở

phía băc bởi sự tranh chấp của các khối khí có bản chất khác nhau Xoáy thuận thường biểu hiện rõ trên mực 850mb, đôi khi lên tới độ cao 700mb và 500mb Mưa

do loại hình thê thời tiết này thường phân bố tương đối đều và cường độ tập trung vào 1-2 ngày khi xoáy thuận bị nén Cường độ mưa giảm dần cho đến khi xoáy thuận bị nén đầy hẳn lên và mưa kết thúc khi hoàn lưu xoáy thuận không còn tồn tại

c Mưa do xoáy thuận nhiệt đới (bão, áp thấp nhiệt đới)

Bão và áp thấp nhiệt đới ảnh hưởng trực tiếp đến Bắc Bộ thường gày mưa kéo dài vài ba ngày và tập trung trong hai ngày đầu Kết quả thống kê tổng lượng mưa phổ biến ở các khu vực là từ 200 - 300mm, đôi khi lớn hơn

Bảng 2.2a Xác suất bão, ATNĐ có lượng mưa 24h cực đại các cắp (%)

Mưa do bão ATNĐ đối với Bắc Bộ do khối không khí nóng ẩm bất ổn định thường di chuyển từ vịnh Bắc Bộ vào đất liền với dòng thăng mạnh mẽ và chuyền

động xoáy theo hoàn lưu xoáy thuận trên một khu vực rộng lớn có khi bao trùm toan bọ Băc Bộ Mưa do bão, ATNĐ là loại mưa đặc trưng nhất, nó phụ thuộc vào quy mô, hướng và tôc độ chuyên động cũng như khu vực đổ bộ hoặc khu vực ảnh hưởng của bão, ATNĐ Mưa do bão, ATNĐ dịch chuyển từ đông sang tây Tuy nhiên, tùy thuộc điều kiện môi trường thuận lợi cho sự phát triển, tồn tại xoáy hay không và thời gian tôn tại mà thời gian mưa có thể kéo dài hay ngắn khác nhau và tổng lượng mưa cũng khác nhau.

Hình 2.1 Hình thế gây mưa do xoáy thuận nhiệt đói - bão

Mưa do bão, ATNĐ có cường độ gia tăng, thời gian kéo dài hơn, phạm vi rộng hơn nếu hoạt động của bão, ATNĐ kèm theo hoạt động của dải hội tụ nhiệt đới hoặc hoạt động của đới gió đông nam mạnh cùa rìa áp cao cận nhiệt đới cần lưu ý rằng mưa do bão, ATNĐ đôi khi xảy ra không đồng nhất trong một khu vực hẹp do vai trò địa hình đã làm phân hóa khá rõ các nơi khác nhau trong một khu vực hẹp thậm chí hai khu vực liền kề Mưa do bão ATNĐ đối với Bắc Bộ thường tập trung

vào mùa bão là tháng 7 và tháng 8, đây là những tháng tần suất mưa xảy ra lớn hơn nên vai trò mưa do hoạt động xoáy thuận nói chung, bão, ATNĐ nói riêng có vị trí khá quan trọng trong các quá trình mưa gây lũ lụt lớn.

2.3.2 Mưa do ITCZ và rãnh áp thấp có trục Tây bắc - Đông nam

Mưa do dải hội tụ và rãnh áp thâp là một trong những loại hình thế gây mưa đặc trưng và chiếm tỷ lệ tương đối lớn, đến 21,7% số đợt mưa hàng năm Có hai

dạng cơ bản đó là ITCZ và rãnh áp thấp có trục Tây bấc - Đông nam

a Mưa do ITCZ

ITCZ là một dạng nhiễu động riêng trong cơ chế hoàn lưu mùa hè đối với khu vực Bắc Bộ nói chung và vùng núi phía bắc nói riêng Trước hết, ITCZ là một vùng thời tiết xấu (nhiều mây, kềm theo mưa bất ổn định) gây ra bởi sự hội tụ giữa hai luồng gió tín phong bắc bán cầu và tín phong nam bán cầu hoặc giữa tín phong bắc bán cầu và gió mùa mùa hè mà bản chất do tín phong nam bán cầu đổi hướng khi vượt qua xích đạo tạo nên gió mùa tây nam trên khu vực đông nam Châu Á và Biển Đông Bởi lẽ đó, đối với vùng núi phía bắc hoạt động của ITCZ thường trùng vào thời kỳ hoạt động của gió mùa tây nam trên khu vực nam Biển Đông

Xét về mặt cấu trúc hoàn lưu và hình thế synốp, rõ ràng ITCZ chỉ có thể tồn tại khi phía bắc của nó là sự khống chế của áp cao cận nhiệt đới Mưa do ITCZ xảy

ra không liên tục, chủ yếu là dạng mưa rào do hệ thống mây Cb, Ns và chỉ xảy ra ở khu vực nào xuất hiện sự hội tụ gió trong tầng đối lưu và có chiều rộng không lớn khoảng từ 100 đến 200km Mưa do ITCZ chiếm tỷ lệ khoảng 10% trong các đợt mưa và cho lượng mưa không lớn, khoảng 30 - 50mm và tập trung vào các tháng 7,

8 và 9 khi trục của dải ITCZ ở vào khoảng 20-23 độ vĩ bắc, có hướng tây bẩc-đông nam đi qua bán đảo Lôi Châu, đảo Hải Nam hoặc vùng đông nam Trung quốc

Hình thế synốp của hoạt động của ITCZ chỉ có khả năng cho mưa lượng lớn khi có tác động kết họp với sự tăng cường, lấn sâu về phía tây của áp cao cận nhiệt đới với sự hoạt động của gió đông nam dày phát triển đến 5km hoặc cao hơn đặc biệt khi xuất hiện các nhiễu động xoáy thuận được hình thành trong nó

b Mưa do hội tụ của rãnh áp thấp có trục Tây bắc - Đông nam

Ngoài ITCZ thông thường, còn phát hiện được một loại đường hội tụ khác có hướng chủ yếu theo hướng Tây bắc - Đông nam Sự tồn tại cùa đường hội tụ này do

sự gặp gỡ của tín phong từ áp cao cận nhiệt đới Thái Bình Dương và gió mùa mùa

hè thổi từ vịnh Belgan sang hoặc có sự xâm nhập của không khí lạnh xuống trong những tháng mùa hè Loại hình thê gây mưa này xuất hiện không nhiều, có thể quan sát rõ ở phân dưới của tâng đôi lưu vào thời gian khoảng đầu mùa hè, khi mà áp thâp nóng An - Miên băt đâu phát triên trở lại và mở rộng sang phía đông với gió tây nam trên phần phía bắc bán đảo Đông Dương và phía bắc Biển Đông, hoặc cuối

mùa hè, trong điều kiện áp thấp nóng Án - Miến và gió tây nam ở khu vực trên chưa

mất hẳn hoặc phát triển có tính chất bột phát vào thời kỳ thịnh hành của loại gió mùa nhiệt đới này Trong một vài trường hợp, dạng hình thế synốp hội tụ có hướng trục rãnh Tây bắc - Đông nam xuất hiện do sự nén mạnh của không khí lạnh ở khu vực Đông Nam Trung Quốc với rãnh áp thấp gió mùa làm thay đổi hướng trục rãnh theo chiều vĩ tuyến sang chiều kinh tuyến Đó là dạng hội tụ không đặc trưng hoàn toàn của ITCZ

Rõ ràng xét về mặt cấu trúc, mưa do dạng hình thế thời tiết hội tụ này có sự đóng góp tích cực của áp cao lạnh khu vực Đông Nam Trung Quốc và áp cao cận nhiệt đới có trục qua Trung bộ, thậm chí thấp hơn qua Nam bộ và vai trò nhiệt lực của phần đông nam áp thấp nóng phía tây Như vậy, nguyên nhân của mưa theo dạng hình thế synop nói trên là hậu quả của sự tranh chấp giữa các khối không khí

có nguồn gốc khác nhau tạo nên sự hội tụ mạnh mẽ trong khu vực mặt đệm nóng