Nghiên cứu mô phỏng mưa đối lưu bằng mô hình rams cho khu vực trung bộ

29 Hình 1.6 a Đường dòng của dòng dừng trên núi cô lập hình chuông cho trường hợp phân tầng của dòng không nhiễu tạo sóng bị "bẫy", vùng tối là nơi mây có thể xuất hiện và b phân bố thẳn

đại học quốc gia hà nội trường đại học khoa học tự nhiên

nguyễn minh trường

nghiên cứu mô phỏng mưa đối lưu bằng mô hình rams cho khu vực trung bộ

luận án tiến sĩ ngành khí tượng

Hμ Nội - 2008

đại học quốc gia hà nội trường đại học khoa học tự nhiên

-*** -

Nguyễn Minh Trường

nghiên cứu mô phỏng mưa đối lưu bằng mô hình rams cho khu vực trung bộ

mục lục

Trang

Chương 2 Một số sơ đồ tham số hoá đối lưu dùng

trong mô hình qui mô vừa

2.4 Một số sơ đồ và kết quả nghiên cứu khác 67

Chương 3 Cải tiến sơ đồ kain-fritsch cho mô hình qui

mô vừa rams

73

4.6 Tương tác đối lưu-qui mô lớn, nguyên nhân của sự cải tiến

Danh mục các ký hiệu vμ chữ viết tắt

CAPE Năng lượng đối lưu tiềm năng

CASR Mưa đối lưu tích luỹ mô phỏng

CIN Năng lượng cản đối lưu

CISK Bất ổn định có điều kiện loại 2

CPS Sơ đồ tham số hoá đối lưu

CSU Đại học Tổng hợp bang Colorado

M Thông lượng khối lượng

NASA Cơ quan Hàng không và Vũ trụ, Hoa Kỳ

NCAR Trung tâm Quốc gia Nghiên cứu Khí quyển, Hoa Kỳ

NCEP Trung tâm Quốc gia Dự báo Môi trường, Hoa Kỳ

NG Lưới con

NOAA Cơ quan quản lý Khí quyển và Đại dương, Hoa Kỳ

Nw Tần số Brunt-Vaisala ẩm

ODEP Plume một chiều có dòng cuốn vào

PBE Năng lượng nổi tiềm năng

PDB Tỷ số giữa gradient thẳng đứng của nhiễu động áp suất và lực nổi

PG Lưới mẹ

Q Tốc độ đốt nóng/làm lạnh

RAMS Hệ thống mô hình hoá khí quyển khu vực

RASR Mưa qui mô lưới tích luỹ mô phỏng

SST Nhiệt độ mặt nước biển

TAMEX Thực nghiệm qui mô vừa khu vực Đài Loan

TASR Mưa tích luỹ mô phỏng

TF Hàm kích hoạt đối lưu

TMI Số liệu mưa đo bằng vi sóng

TRMM Chương trình đo mưa nhiệt đới

UMF Thông lượng khối lượng dòng thăng

UTC Hệ tọa độ thời gian phổ thông

c

τ Qui mô thời gian đối lưu

Danh mục các bảng

Bảng 2.1 Sai số và bias cho các trường nhiệt độ và độ ẩm trung bình

trên cao tháng 7/1999 Các giá trị bias với chỉ số KF, BMJ, Grell chỉ độ lệch giữa các bias trung bình có độ tin cậy thống kê trên 95% (Gochis và các ĐTG 2002)

69

Bảng 3.1 Một số module vật lý quan trọng của mô hình RAMS 83

Bảng 4.1 Bốn thực nghiệm số với địa hình lý tưởng hoá 99

Bảng 4.2 Bốn thực nghiệm số mô phỏng sự kiện mưa lớn ngày

24-26/11/2004

106

Danh mục các hình vẽ vμ đồ thị

Hình 1.1 Mặt cắt thẳng đứng của tốc độ gió ngang vẽ qua 4 m s-1 (trái),

đường dòng và xoáy ngang (phải) (Doyle và Durran, 2002)

21

Hình 1.2 Mặt cắt thẳng đứng của đường dòng, xoáy ngang (vùng màu)

cho lớp đứt gió từ 4-7 km (a), và từ 2-4 km (b) (Doyle và Durran, 2002)

22

Hình 1.3 Sóng lan truyền vào tầng bình lưu (phải) và các vùng vỡ sóng

trong nửa dưới tầng đối lưu (trái dưới) và tầng bình lưu (trái trên) thể hiện qua các đường đẳng trị của nhiệt độ thế vị (Leutcher và Volkert, 2000)

23

Hình 1.4 Đường dòng trong dòng dừng vượt qua núi hình sin dài vô hạn

khi (a) số sóng địa hình vượt quá tham số Scorer (núi hẹp) và (b) số sóng địa hình nhỏ hơn tham số Scorer (núi rộng) (Durran, 1986b)

25

Hình 1.5 Đường dòng của dòng dừng trên núi cô lập hình chuông khi so

sánh tương đối với trạng thái của dòng: (a) núi hẹp, (b) núi có

bề rộng tương đương với tham số Scorer, và (c) là núi rộng, vùng tối là nơi mây có thể xuất hiện (Durran, 1986b)

29

Hình 1.6 (a) Đường dòng của dòng dừng trên núi cô lập hình chuông

cho trường hợp phân tầng của dòng không nhiễu tạo sóng bị

"bẫy", vùng tối là nơi mây có thể xuất hiện và (b) phân bố thẳng đứng của nhiệt độ và gió (đường liền), việc phân lớp gió

và nhiệt độ như vậy thể hiện cấu trúc hai lớp bất liên tục của tham số Scorer (Durran, 1986b)

30

Hình 1.7 Kết quả mô phỏng số cho dòng hai chiều đoạn nhiệt gây ra

sóng biên độ lớn Bầu khí quyển đặc trưng bởi một lớp kém ổn

định phía trên và một lớp ổn định hơn phía dưới sóng khuất núi

bị "bẫy" Các đường đẳng trị là nhiệt độ thế, vùng tối là nơi mà

31

mây có thể hình thành nếu không khí đủ ẩm (Durran, 1986a)

Hình 1.8 Kết quả mô phỏng số cho dòng hai chiều đoạn nhiệt gây ra

sóng biên độ lớn Trong trường hợp này trạng thái nền có một lớp tới hạn và hiện tượng vỡ sóng đã xảy ra Các đường đẳng trị

là nhiệt độ thế, vùng tối là nơi mà mây có thể hình thành nếu không khí đủ ẩm (Durran và Klemp, 1987)

33

Hình 1.9 Các trạng thái của dòng nước nông vượt địa hình: (a) dòng trên

tới hạn (supercritical) ở mọi nơi; (b) dòng dưới tới hạn (subcritical) ở mọi nơi và (c) là dòng có bước nhảy thủy lực (hydraulic jump) (Durran, 1986a)

34

Hình 1.10 Cơ chế hình thành mưa địa hình: (a) mưa sườn đón gió trong

khí quyển ổn định, (b) mưa địa hình trong khí quyển bất ổn

định, và (c) Mưa địa hình gây ra bởi cơ chế “mây nuôi dưỡng” (Lin, 1993)

36

Hình 1.11 Mô hình tái sinh và lan truyền ổ đối lưu Bao gồm bốn giai

đoạn: (a) hình thành và duy trì dòng thăng trong front gió giật- GFU, (b) bình lưu ở rìa của GFU đang phát triển, (c) ổ đối lưu

đang phát triển c1 bị cắt rời khỏi GFU bởi dòng giáng bồi hoàn phía ngược dòng, và (d) tái sinh ổ và cùng tồn tại mode phát triển (c2 và c3) và mode lan truyền (c1) (Lin và các ĐTG, 1998)

37

Hình 1.12 Mặt cắt thẳng đứng của nhiệt độ thế (đường liền mảnh), tốc độ

thẳng đứng (vùng mờ), lượng nước mưa (đường liền đậm), và biên của dòng mật độ (đường chấm đậm) cho Fw = 0,208 và U

= 2,5 m s-1 (Chu và Lin, 2000)

39

Hình 1.13 Mặt cắt thẳng đứng của biên mây (đường liền đậm), tốc độ

thẳng đứng (đường mảnh liền- tốc độ dương, nét đứt- tốc độ

âm), lượng nước mưa (vùng tối), và biên của dòng mật độ (nét

đứt đậm) sau 2 (a), 4 (b), 6 (c) và 8 (d) giờ (Chu và Lin, 2000)

41

Hình 1.14 Giống Hình 1.12 nhưng với U = 4,25 m s-1 (Chu và Lin, 2000) 43 Hình 1.15 Giống Hình 1.12 nhưng với U = 10 m s-1 (Chu và Lin, 2000) 44

Hình 2.1 (a) Cường độ mưa qui mô lớn (đường đứt) và mưa đối lưu

(vùng màu) vẽ qua 1, 5, 10, và 20 mm h-1 lúc 03 UTC 11/6/1985 (b) Mặt cắt thẳng đứng vuông góc với đường tố cho nhiệt độ thế tương đương và vector gió (sơ đồ Fritsch-Chappell, Belair và các ĐTG, 1994)

59

Hình 2.2 (a) Lượng mưa ngày lấy trung bình từ 1/6/1985 đến 1/5/1986

sử dụng sơ đồ Tiedtke (b) Lượng mưa phân tích sử dụng số liệu khí hậu tương ứng (Zhang 1995)

67

Hình 2.3 (a) Tổng sản phẩm ngưng kết (đường đứt, vẽ qua 0.5 g kg-1) và

tốc độ đốt nóng đối lưu (đường liền vẽ qua 1 K h-1) tích luỹ theo chiều thẳng đứng lúc 03 UTC 11/6/1985 (b) Mặt cắt thẳng đứng vuông góc với đường tố cho nhiệt độ thế tương

đương và vector gió (sơ đồ Kain-Fritsch, Zhang và các ĐTG, 1994)

68

Hình 2.4 Tổng lượng mưa tích luỹ tháng 7/1999 cho (a) sơ đồ

Betts-Miller-Jạnjic, (b) sơ đồ Kain-Fritsch, (c) sơ đồ Grell, và (d) số liệu mưa đo đạc phân tích sử dụng mạng thần kinh nhân tạo (Gochis và các ĐTG 2002)

69

Hình 2.5 Hiệu nhiệt độ mô phỏng trung bình và quan trắc (trục hoành,

0K) trên các mặt đẳng áp cơ bản (trục tung) cho các trạm TUS (a), DRT (b), GYM (c), MCV (d), MZT (e), MAN (f) và GUD (g) (Gochis và các ĐTG 2002)

70

Hình 3.1 Định nghĩa trung bình theo phương ngang của biến qui mô

lưới dùng trong mô hình RAMS, theo Pielke (2001)

94

Hình 4.1 Giản đồ nhiệt động tại 16,0°N-108,2°E do RAMS nội suy từ số

liệu tái phân tích NCEP-NCAR lúc 00 UTC ngày 24/11/2004

cách nhau 1,25 mm

Hình 4.4 Mặt cắt thẳng đứng-vĩ hướng đi qua tâm miền tính cho vector

gió và tốc độ đốt nóng đối lưu sau 4 (a), 8 (b), 12 (c), 16 (d),

20 (e), và 24 (f) giờ tích phân cho trường hợp f1 Các đường

Hình 4.7 Cấu hình miền tính cho mô phỏng sự kiện thực 107

Hình 4.8 áp suất mặt biển và trường gió mực 1000 mb khu vực Việt

Nam lúc 00 UTC ngày 24/11/2004 Số liệu tái phân tích NCAR

NCEP-108

Hình 4.9 Giống Hình 4.8, ngoại trừ vào lúc (a) 12 UCT ngày 24 và (b)

00 UTC ngày 25/11/2004

109

Hình 4.10 ảnh mây vệ tinh lúc (a) 1125 UTC; (b) 2325 UTC ngày 24; (c)

1125 UTC; và (d) 2325 UTC ngày 25/11/2004

110

Hình 4.11 Địa hình lưới 2 (m) Các ký hiệu + chỉ vị trí các trạm đo đạc

mặt đất

111

Hình 4.12 Phân bố của AOR (mm), tích luỹ sau 12 (a); 24 (b); 36 (c); và

48 (d) giờ, bắt đầu từ 00 UTC, 24/11/2004 Các con số là cực

đại tuyệt đối tại trạm Thượng Nhật (16,12°N-107,68ºE)

112

Hình 4.13 Giống Hình 4.12, ngoại trừ cho số liệu TRMM-3B42 113

Hình 4.14 Giống Hình 4.9, ngoại trừ là kết quả mô phỏng của RAMS

trường hợp I-all

114

Hình 4.15 Phân bố của TASR (mm), tích luỹ sau 12 (a); 24 (b); 36 (c); và

48 (d) giờ, bắt đầu từ 00 UTC, 24/11/2004 Các con số là cực

đại tuyệt đối Sơ đồ Kuo

115

Hình 4.16 Phân bố của TASR (mm), tích luỹ sau 12 (a); 24 (b); 36 (c); và

48 (d) giờ, bắt đầu từ 00 UTC, 24/11/2004 Các con số là cực

đại tuyệt đối Trường hợp I-ori

117

Hình 4.17 Giống Hình 4.16, ngoại trừ trường hợp I-tri 118 Hình 4.18 Giống Hình 4.16, ngoại trừ trường hợp I-cue 119 Hình 4.19 Giống Hình 4.16, ngoại trừ trường hợp I-all 120 Hình 4.20 Phân bố RASR 48 giờ (mm), trường hợp I-ori (a), I-tri (b), I-

Hình 4.23 Mặt cắt thẳng đứng qua đường AB trong Hình 4.20d cho vector

gió, tốc độ đốt nóng đối lưu (đường liền, vẽ qua khoảng 2x10-3

K s-1), và tổng sản phẩm ngưng kết (đường đứt, vẽ qua khoảng 25x10-2 g kg-1) sau 6 (a), 12 (b), 18 (c), 24 (d), 30 (e), và 36 (f) giờ tích phân, trường hợp I-ori

Hình 4.26 Giản đồ nhiệt động tại điểm A (trái) và B (phải) trong Hình

4.20d lúc 06 UTC ngày 25/11/2004 Trường hợp I-ori

128

Hình 4.27 Giống Hình 4.26, ngoại trừ trường hợp I-all 129

đáng kể, thông qua đó các nhà khí tượng có được cái nhìn rõ ràng hơn về cấu trúc

động lực, sự phát triển cũng như di chuyển của các ổ dông

ở các qui mô lớn hơn, các nhà mô hình hoá đã phát triển nhiều mô hình mây với mức độ phức tạp khác nhau thể hiện quá trình hình thành, phát triển và suy tàn của mây đối lưu, qua đó mô tả dòng cuốn vào-cuốn ra quanh biên mây, cũng như các đặc trưng của dòng thăng và dòng giáng trong các mô hình dự báo thời tiết bằng phương pháp số Song song với các nghiên cứu này, các tác giả trên thế giới cũng phát triển các sơ đồ tham số hoá đối lưu phù hợp với độ phân giải không gian và thời gian của mô hình mà các tác giả định đưa vào áp dụng Tiếp theo đó, một bước quan trọng khác là thực hiện các mô phỏng số để tìm ra các ưu-nhược điểm của các sơ đồ tham số hoá đối lưu

Trong quá trình phát triển các nghiên cứu đối lưu khí quyển các tác giả trên thế giới đều nhất trí rằng khi qui mô của độ phân giải ngang của các mô hình tiến

đến qui mô của các ổ đối lưu riêng lẻ thì các phản ứng qui mô vừa đối với đối lưu trở thành các thành phần có qui mô lưới của dòng và do vậy mối quan hệ giữa các quá trình qui mô lưới và qui mô đối lưu trở nên hoàn toàn khác so với trường hợp mô hình có độ phân giải thô hơn Thêm vào đó các giả thiết dùng để tham số hoá cấu

trúc thẳng đứng qui mô lưới của quá trình đốt nóng và làm khô do đối lưu thể hiện qua các thành phần tương ứng trong các phương trình cho dòng trung bình cũng khác khi độ phân giải ngang tăng lên, và thực tế cho thấy có nhiều hơn thành phần mưa dạng tầng gắn liền với các hệ thống đối lưu được giải tường minh

Ngoài ra, ảnh hưởng của địa hình đến cấu trúc động lực của dòng vượt địa hình phức tạp cũng đã được nghiên cứu nhiều Các kết quả thu được cho thấy biên

độ của các cưỡng bức vượt địa hình, dị thường nhiệt độ, áp suất và tốc độ của các dòng thăng và giáng là rất lớn Thêm vào đó, các nghiên cứu về dông và đối lưu trong dông đã chỉ ra vai trò của gradient thẳng đứng của nhiễu động áp suất đối với

sự hình thành và phát triển của các cơn dông Đồng thời, một số tác giả khác cho thấy các dòng thăng trong đối lưu trên Đại Tây Dương có lực nổi âm nhưng lại có gradient thẳng đứng của nhiễu động áp suất lớn Mặc dù vậy, vai trò của nhân tố này lại bị bỏ qua trong các sơ đồ tham số hoá đối lưu hiện có Với những đánh giá tổng quan nói trên, gradient thẳng đứng của nhiễu động áp suất trở thành trung tâm và

động lực lớn nhất để thực hiện các nghiên cứu trong luận án

Tính cấp thiết của đề tài

Khu vực Trung Bộ Việt Nam là một vùng lãnh thổ hẹp, chạy dọc theo bờ Biển Đông trong khoảng vĩ tuyến 10,50N-200N, nơi thời tiết thường xuyên bị chi phối bởi các hoàn lưu nhiệt đới biển có nguồn gốc trực tiếp từ Biển Đông hay ngoài khơi Tây Thái Bình Dương, ví dụ như áp thấp nhiệt đới, dải hội tụ nhiệt đới, sóng

đông Hơn nữa, cũng vì lãnh thổ hẹp và là vùng núi nên các sông ở đây là khá dốc, mặc dù dãy Trường Sơn ở đây không cao lắm Trong điều kiện hoàn lưu thích hợp sự hội tụ của dòng xuất phát từ biển nhiệt đới nóng ẩm có thể gây ra mưa lớn dẫn đến những trận lũ có cường độ rất mạnh Ví dụ, trong số các sông ở Trung Bộ thì sông Cả, sông La, sông Hương, sông Trà Khúc là những con sông gây ra nhiều lũ và lũ quét ở các tỉnh thuộc Trung Bộ Ngoài ra rất nhiều địa phương khác trên lãnh thổ Việt Nam cũng thường xuyên phải gánh chịu những hậu quả hết sức nặng nề do các trận mưa lớn và lũ gây ra Đây chính là lý do mà công tác phòng chống lụt bão ở Trung Bộ luôn nhận được sự quan tâm đặc biệt

Không lâu sau khi trận lũ lịch sử xảy ra vào tháng Mười Một năm 1999,

Trung Bộ lại phải chịu một trận mưa lớn gây lũ quét khủng khiếp khác trên hai tỉnh Nghệ An và Hà Tĩnh từ ngày 18 đến 20 tháng Chín năm 2002, với cường độ lũ mạnh nhất trong vòng 60 năm trước đó Theo số liệu thống kê sau trận lũ, hàng ngàn ngôi nhà đã bị phá huỷ hoặc hư hỏng nặng, hàng trăm người chết và bị thương Môi trường ở hai tỉnh này bị phá huỷ rất trầm trọng, hệ thống giao thông đường bộ bị phá huỷ và ngừng hoạt động trong nhiều ngày

Những thiệt hại về người và của nói trên đã thúc đẩy các nghiên cứu về dự báo thời tiết bằng phương pháp số nhằm tiến tới các dự báo mưa lớn có độ tin cậy cao và có thể sử dụng có hiệu quả cho các mô hình thuỷ văn dự báo lũ, đặc biệt là lũ quét ở các tỉnh miền núi Trong những năm gần đây, dự báo thời tiết bằng phương pháp số đã phát triển rất mạnh và thu được các kết quả vượt bậc, hơn nữa đây là phương pháp khách quan vì nó được xây dựng dựa trên cơ sở nhiệt động lực và vật

lý của bầu khí quyển Tuy nhiên các kết quả đạt được còn rất khiêm tốn trong các trường hợp mưa lớn do đối lưu vì tính phức tạp của bài toán, nhất là trên địa hình núi Trong bối cảnh đó, và để thực hiện tốt hơn công tác phòng chống lụt bão, chúng

ta nhất thiết phải hiểu biết hơn nữa các quá trình gây mưa lớn do đối lưu cũng như các vấn đề dự báo mưa lớn có liên quan Trên cơ sở đó, hướng tới khả năng áp dụng trong thực tiễn dự báo mưa lớn có thể gây lũ và lũ quét nhằm hạn chế tới mức thấp nhất những thiệt hại về người và của

Mục đích của luận án

Trước tiên, lựa chọn một sơ đồ tham số hoá đối lưu được sử dụng rộng rãi, cập nhật và thích hợp cho mô hình phi thuỷ tĩnh RAMS Tiếp theo, nghiên cứu cải tiến về mặt lý thuyết bằng cách đưa gradient thẳng đứng của nhiễu động áp suất vào sơ đồ để nâng cao khả năng mô phỏng các trận mưa lớn trên địa hình núi phức tạp Cuối cùng, đánh giá sơ bộ khả năng của sơ đồ cải tiến thông qua một trường hợp nghiên cứu, đồng thời làm sáng tỏ nguyên nhân của sự cải tiến chất lượng mô phỏng mưa

Đối tượng, phương pháp và phạm vi nghiên cứu của luận án

Đối tượng nghiên cứu: Đối lưu sâu và mưa lớn do đối lưu

Phương pháp nghiên cứu:

+ Mô hình hoá toán học: Cải tiến sơ đồ tham số hoá đối lưu

+ Phương pháp số: Thử nghiệm sơ đồ cải tiến bằng cách mô phỏng trên máy tính

Phạm vi nghiên cứu: Khu vực Trung Bộ Việt Nam

Những đóng góp mới chính của luận án

Luận án hoàn thành với những cải tiến quan trọng được thực hiện cho sơ đồ Kain-Fritsch Cụ thể là về mặt toán học đã xây dựng được hàm kích hoạt đối lưu mới thay cho hàm gốc được xây dựng trên cơ sở các biểu thức bán kinh nghiệm Bên cạnh đó, luận án cũng đưa ra phương trình mới tính tốc độ dòng thăng có tính đến yếu tố động lực Như vậy, giả thiết khép kín đối lưu cũng được xác định lại cho phù hợp với phương trình tính tốc độ dòng thăng, kèm theo đó vận tốc dòng thăng tại chân mây cũng được tính theo công thức mới Có thể nói rằng các module quan trọng nhất của sơ đồ đều đã được cải tiến

Về mặt vật lý, hàm kích hoạt đối lưu, công thức tính tốc độ dòng thăng tại chân mây, và phương trình tính tốc độ dòng thăng đã được xây dựng dựa trên cơ sở vật lý tường minh hơn Khái niệm CAPE đã được mở rộng Trụ cột của tất cả các cải tiến trên chính là việc luận án đã đưa gradient thẳng đứng của nhiễu động áp suất vào sơ đồ Các kết quả mang tính lý thuyết của luận án đã được chấp nhận đăng trên

tạp chí Monthly Weather Review (American Meteorological Society)

ý nghĩa khoa học của luận án

Với các kết quả đã đạt được, luận án đã chỉ ra vai trò hết sức to lớn của gradient thẳng đứng của nhiễu động áp suất trong việc hình thành, phát triển và suy tàn của các ổ đối lưu, cũng như mưa mô phỏng trên địa hình núi phức tạp Nhân tố này đã bị bỏ qua trong các sơ đồ tham số hoá đối lưu từ trước tới nay

Sơ đồ tham số hoá đối lưu Kain-Fritsch đã được cải tiến trong luận án cho thấy rằng cường độ tương tác đối lưu-qui mô lớn không chỉ phụ thuộc vào bản thân sơ đồ mà còn phụ thuộc nhiều vào đặc điểm hoàn lưu qui mô lớn cũng như địa hình miền dự báo Sơ đồ cải tiến cho thấy khả năng tương tác mạnh hơn với môi trường qui mô lớn

Cuối cùng, thông qua các mô phỏng số, luận án đã chỉ ra một cách định

lượng vai trò của dãy Bạch Mã trong việc hình thành cơ chế thời tiết hết sức đặc sắc

ở hai phía bắc và nam của dãy núi này

ý nghĩa thực tiễn của luận án

Các kết quả thu được trong luận án cho thấy rất rõ khả năng của sơ đồ Fritsch cải tiến trong việc mô phỏng/dự báo mưa lớn trên địa hình núi phức tạp ở khu vực Trung Bộ Việt Nam Có được các dự báo mưa lớn với độ chính xác cao sẽ góp phần quan trọng trong việc cảnh báo/dự báo lũ quét trên khu vực thượng lưu cũng như lũ lụt nói chung trên khu vực hạ lưu của các con sông, góp phần giảm nhẹ các thiệt hại về người và của trên khu vực miền núi Việt Nam

Kain-Cấu trúc của luận án

Ngoài phần Mở đầu, Kết luận và Tài liệu tham khảo, luận án được bố cục bao gồm 4 chương:

Chương 1: Tổng quan về dòng, mây và mưa trên địa hình núi

Chương 2: Một số sơ đồ tham số hoá đối lưu dùng trong mô hình qui mô vừa

Chương 3: Cải tiến sơ đồ Kain-Fritsch cho mô hình qui mô vừa RAMS

Chương 4: Một số kết quả tính toán cho khu vực Trung Bộ

Chương 1: tổng quan về dòng, mây vμ mưa trên địa hình núi

1.1 Dòng trên địa hình núi

Các nghiên cứu từ trước đến nay cho thấy rằng khi chất lỏng chuyển động trên biên cứng không bằng phẳng, tốc độ thẳng đứng của nó trên mặt phân cách có thể là chuyển động thăng hay giáng tùy thuộc vào vị trí tương đối của chất lỏng so với địa hình Vì chất lỏng là không nén được nên nó bị nâng đến một độ cao nào đó

trên lớp biên Hơn nữa, các lực phục hồi (restoring force) tồn tại trong chất lỏng nên

chuyển động thẳng đứng trong lớp biên sinh ra do địa hình có thể gây ra chuyển

động sóng (Houze, 1993; Holton, 1992) Do vậy chuyển động thẳng đứng trong chất lỏng vượt địa hình núi có thể tạo ra các khu vực luân phiên của chuyển động thăng, giáng và các chuyển động này có thể mở rộng lên cao, xuôi dòng hay ngược dòng so với núi, gây ra các cơ chế thời tiết đặc trưng

1.1.1 Động lực học dòng trên núi đơn

Các chuyển động dạng sóng thường được cưỡng bức bởi địa hình núi, nhưng

đến lượt chúng lại có thể gây ra các chuyển động được gọi là rotor, chính là các

xoáy ngang mực thấp có trục song song với đỉnh núi Tuy nhiên động lực học sóng núi gắn với rotor vẫn chưa được nghiên cứu kỹ càng cho đến khi các nghiên cứu của Ralph và các ĐTG (1997) được thực hiện, các tác giả này đã phát hiện thấy các rotor trong sóng núi với bề dày không lớn với tốc độ ngược dòng cực đại vào khoảng 2,5

m s-1

Trong nghiên cứu của mình, Doyle và Durran (2002) đã sử dụng mô hình

không thuỷ tĩnh để nghiên cứu sóng khuất núi và sự hình thành rotor, sử dụng số liệu

lý tưởng hoá và số liệu cao không Các mô phỏng số cho thấy sự chia cắt lớp biên

gây ra chủ yếu bởi gradient ngược hướng nhau của áp suất trong sóng khuất núi bị

"bẫy" và các quá trình trong lớp biên cũng như các nhiễu động gây ra bởi sóng

khuất núi tương tác với nhau và sinh ra các rotor Độ đứt gió là nguyên nhân đầu

tiên làm cho các xoáy ngang bị nâng lên thẳng đứng và nhập vào sóng khuất núi tại

điểm chia cắt lớp biên Tuy nhiên độ đứt gió lớn trong lớp biên có thể được duy trì

mà không hình thành rotor nếu như cấu trúc bầu khí quyển không thích hợp để hình thành sóng khuất núi bị "bẫy" Ngoài ra các mô phỏng cũng cho thấy rằng việc tăng thông lượng hiển nhiệt từ bề mặt bên sườn khuất gió sẽ tăng cường sự mở rộng của hoàn lưu rotor, tăng cường độ rối nhưng làm giảm dòng cuốn ngược của rotor

Hình 1.1: Mặt cắt thẳng đứng của tốc độ gió ngang vẽ qua 4 m s -1 (trái), đường

dòng và xoáy ngang (phải) (Doyle và Durran, 2002)

Sử dụng độ phân giải ngang 100 m, độ phân giải thẳng đứng 10 m cho lớp dưới cùng và không đổi bằng 50 m cho các lớp trên, Doyle và Durran (2002) đã thu

được những kết quả mô phỏng sóng địa hình rất thú vị gây ra bởi một núi đơn cao

600 m với giả thiết ma sát bề mặt khác không Chính ma sát bề mặt đã nâng gió cực

đại lên mực cao hơn (so với trường hợp mô phỏng không có ma sát) và tạo ra một

lớp đứt gió mỏng trên bề mặt Đồng thời dòng cuốn ngược được phát hiện dưới đỉnh

núi trong hai sóng khuất núi đầu tiên trong một lớp mỏng khoảng 150 m trên bề

mặt Các rotor gắn với dòng cuốn ngược này có bề rộng khoảng 3 km (Hình 1.1a)

Sử dụng phương trình xu thế xoáy cho dòng hai chiều Boussinesq với giả thiết bỏ qua vai trò của lực Coriolis và tính nén được, các thành phần sinh xoáy sẽ bao gồm gradient ngang của lực nổi, ứng suất rối theo phương ngang và theo phương thẳng

đứng Đường dòng và xoáy ngang được đưa ra trong Hình 1.1b

Có thể thấy rất rõ các nhiễu động xoáy trong Hình 1.1b phát triển do độ đứt gió gây ra ứng suất mạnh trong lớp biên Một lớp mỏng của dòng có xoáy lớn phát

triển gần bề mặt dọc theo sườn khuất gió sau đó thăng lên đột ngột khi nó bị bình lưu vào dòng thăng trên rìa tiến của sóng khuất núi đầu tiên Sự thăng lên của lớp có

độ xoáy lớn này đồng thời xảy ra tại rìa phía ngược dòng của rotor đầu tiên Mối quan hệ tương tự có thể thấy trên rotor thứ hai nhưng cả xoáy và dòng cuốn ngược

đã suy yếu trong rotor thứ hai này Trên sườn khuất gió lớp có xoáy cực đại nằm ngay sát bề mặt, nhưng khi bình lưu xuôi dòng khu vực có xoáy cực đại lại nằm ở độ cao 600 m so với mặt đất Kết quả này đã phản ánh quan điểm cho rằng sự hình thành rotor gắn liền với sự chia cắt lớp biên khi mà đường dòng mực thấp bị phá vỡ

từ bề mặt và bị nâng lên thẳng đứng vào trong sóng khuất núi Các kết quả mô

phỏng của các tác giả này cũng cho thấy rằng cực tiểu vận tốc và cực đại áp suất

phía dưới đỉnh sóng khuất núi đã tạo ra sự giảm tốc cần thiết của dòng, hay tương

đương với nó là gradient ngược của áp suất tạo ra sự chia cắt lớp biên

Hình 1.2: Mặt cắt thẳng đứng của đường dòng, xoáy ngang (vùng màu) cho lớp đứt

gió từ 4-7 km (a), và từ 2-4 km (b) (Doyle và Durran, 2002)

Nếu tốc độ gió trung bình giảm tuyến tính từ 25 đến 10 m s-1 trong lớp độ đứt gió nâng, thì trạng thái trung bình của dòng sẽ có thể không còn phù hợp để tạo ra sóng khuất núi bị "bẫy" như đã chỉ ra trong Hình 1.1, nguyên nhân là do tham số Scorer phía trên lớp đứt gió đã tăng lên 1x10-3 m-1 Cụ thể là nếu như độ đứt của dòng trung bình nằm trong lớp từ 4 đến 7 km thì dòng vẫn có thể tạo ra các sóng khuất núi bị "bẫy", đường dòng trong trường hợp này cho thấy sự xuất hiện của rotor

được hình thành dưới đỉnh núi trong bốn sóng đầu tiên, dòng cuốn ngược trong rotor

có thể đạt tới 17 m s-1 Cũng tương tự trường hợp trước lớp xoáy cực đại quan sát

thấy trên sườn khuất gió sau đó được nâng lên trong sóng đầu tiên (Hình 1.2a) Ngược lại khi lớp độ đứt bị hạn chế trong lớp từ 2 đến 4 km (với các điều kiện khác

được giữ không đổi trên khu vực ngược dòng) thì bầu khí quyển không hỗ trợ cho sự hình thành sóng khuất núi bị "bẫy" Hình 1.2b cho thấy sóng khuất núi rất yếu và

không có rotor Tuy nhiên, tốc độ dòng trườn xuống lại rất mạnh trong trường hợp này, đạt tới 60 m s-1 tức là mạnh hơn trường hợp có rotor 20% Như vậy khi không

có hoạt động mạnh mẽ của sóng khuất núi thì rotor không hình thành, ngay cả trong trường hợp dòng trườn xuống rất mạnh Trong khi đó sóng khuất núi biên độ lớn có thể tạo ra rotor rất mạnh, mặc dù dòng trườn xuống có tốc độ không lớn lắm

Hình 1.3: Sóng lan truyền vào tầng bình lưu (phải) và các vùng vỡ sóng trong nửa dưới tầng đối lưu (trái dưới) và tầng bình lưu (trái trên) thể hiện qua các đường

đẳng trị của nhiệt độ thế vị (Leutcher và Volkert, 2000)

Khi chiều cao của núi tăng lên thì sóng khuất núi có thể có biên độ lớn hơn,

các rotor có cường độ mạnh hơn và tất yếu là gradient ngược của áp suất cũng mạnh hơn, hơn nữa có rất nhiều trường hợp quan sát thấy hiện tượng vỡ sóng phía trên lớp

biên mà chính sự vỡ sóng này sẽ ảnh hưởng tới cường độ, lượng và diện mưa trên vùng núi Ví dụ, Leutcher và Volkert (2000) đã mô phỏng sóng núi cho vùng cực nam Greenland và nhận được sự vỡ sóng xảy ra trong nửa dưới tầng đối lưu và tầng

bình lưu trong quá trình sóng lan truyền vào tầng bình lưu (Hình 1.3) Chỉ tiêu của

sự vỡ sóng là rất phức tạp, do vậy Leutcher và Volkert (2000) xem xét sự quay của mặt đẳng entropy, hay mặt đẳng nhiệt độ thế, đến mức gần như thẳng đứng thì có thể xem là vỡ sóng xuất hiện So sánh với Hình 1.2b có thể thấy trong trường hợp này cũng không hình thành sóng bên sườn khuất gió, nhưng nguyên nhân có thể khác nhau Cụ thể là trong trường hợp này núi cao hơn nhiều và do vậy khi vỡ sóng xảy ra thì năng lượng sóng không lan truyền xuôi dòng vì thế không hình thành sóng khuất núi

Khi biên độ của sóng trọng trường rất lớn thì mặt đẳng entropy quay nghiêng

đi và trở thành gần như thẳng đứng, độ bất ổn định được tạo ra dẫn đến các chuyển

động qui mô nhỏ Chuyển động qui mô nhỏ như vậy làm xáo trộn động lượng và entropy, và tương tự như ngoại sóng trọng trường hiện tượng này được gọi là sự vỡ sóng Ngoài ra trong các kịch bản sử dụng độ phân giải ngang khác nhau, các kết quả thu được cho thấy độ phân giải cao nhất cho kết quả tốt nhất khi mô phỏng biên

độ của các cưỡng bức vượt địa hình như dị thường nhiệt độ cũng như tốc độ của các dòng thăng và giáng

1.1.2 Dòng trên d∙y núi có dạng hình sin

Trong mục này sẽ nói về dòng đoạn nhiệt khô trên dãy núi có dạng hình sin

hai chiều có chiều dài vô hạn song song với trục y Mặc dù đây là trường hợp lý

tưởng hoá nhưng nó rất hữu dụng về mặt lý thuyết Như đã biết các dạng chuyển

động thẳng đứng trong mây xuất hiện khi xem xét sự hình thành và phân bố lại của xoáy ngang Cách tiếp cận này sẽ được dùng ở đây cho dòng Boussinesq hai chiều trong mặt x–z, xoáy có trục theo hướng y được sinh ra do bình lưu ngang của lực

nổi Dọc theo quãng đường di chuyển, các phần tử khí bị nâng lên hay giáng xuống

do địa hình, dẫn đến sự hình thành gradient ngang của vận tốc thẳng đứng trong dòng khí Houze (1993) sử dụng phương trình bảo toàn nhiệt độ thế cho thấy các vùng luân phiên của chuyển động thăng giáng sẽ tạo ra các vùng luân phiên của đốt nóng và làm lạnh đoạn nhiệt Các vùng bị đốt nóng và làm lạnh như vậy sẽ sinh ra gradient ngang của lực nổi mà nhờ đó các xoáy ngang được hình thành

Nếu các nhiễu động có biên độ nhỏ thì chúng được tuyến tính hoá với trạng

thái trung bình (chi tiết hơn xin xem trong Houze, 1993- Chương 2) Từ phương trình tuyến tính hoá Houze (1993) cho thấy có thể thấy rõ rằng trường vận tốc dừng phải sắp xếp sao cho bình lưu xoáy phải cân bằng với sự sinh lực nổi bởi đốt nóng hay làm lạnh đoạn nhiệt gắn liền với nhiễu động của chuyển động thẳng đứng Vì chất lỏng chuyển động đồng thời cả theo phương ngang cũng như theo phương thẳng

đứng nên nhiễu động nhiệt độ gây ra bởi chuyển động thẳng đứng sẽ lan rộng theo phương ngang bởi thành phần vận tốc ngang

Sau khi tuyến tính hoá, sử dụng công thức định nghĩa xoáy và phương trình

liên tục sẽ thu được phương trình có nghiệm phụ thuộc vào tham số Scorer (l), biểu

diễn các sóng nội trọng lực Như vậy cấu trúc thẳng đứng của sóng phụ thuộc vào độ

lớn tương đối giữa tham số Scorer và số sóng ngang (k) Nếu thì nghiệm của phương trình xác định tốc độ thẳng đứng có thể tắt dần hay khuếch đại hàm mũ theo

chiều cao Trường hợp ngược lại thì sóng sẽ biến đổi hình sin theo z với số sóng m

l

k>

Hình 1.4: Đưòng dòng trong dòng dừng vượt qua núi hình sin dài vô hạn khi (a) số sóng địa hình vượt quá tham số Scorer (núi hẹp) và (b) số sóng địa hình nhỏ hơn

tham số Scorer (núi rộng) (Durran, 1986b)

Nếu như địa hình được giả thiết là hình sin và điều kiện biên dưới là điều kiện biên trượt, điều kiện biên trên phụ thuộc vào việc nghiệm sóng sẽ biến đổi theo độ

cao hay duy trì dạng hình sin, thì trong bất cứ trường hợp nào nhân tố cơ bản là núi với điều kiện biên dưới chính là nguồn năng lượng cho nhiễu động Nếu mà

nghiệm khuếch đại hàm mũ khi z tăng lên thì được xem là không vật lý và được cho

bằng không Nếu , các sóng truyền năng lượng xuống được cho bằng không,

l

k>

l

k<

ngược lại các sóng truyền năng lượng lên trên được duy trì; giả thiết này được gọi là

điều kiện biên bức xạ Houze (1993) thấy rằng các sóng được duy trì bởi điều kiện biên bức xạ là các sóng có đường pha bị nghiêng về phía ngược dòng khi z tăng lên

Hai dạng sóng cơ bản được đưa ra trong Hình 1.4cho trường hợp vận tốc ngang và gradient thẳng đứng của lực nổi là hằng số

Mặc dù núi có dạng hình sin có thể mô tả lý thuyết khá tốt hai dạng sóng có thể hình thành khi dòng khí vượt địa hình, nhưng chúng chỉ là trường hợp rất đặc

biệt và cũng chỉ xem xét một số sóng k Khi địa hình có dạng khác thì một phổ sóng

với số sóng khác nhau sẽ được kích hoạt, như vậy profile địa hình là sự chồng chập của rất nhiều profile địa hình dạng hình sin Khi đó nghiệm của bài toán sẽ là tổng của các nghiệm cho các sóng riêng biệt, chứa các mode Fourier riêng mô tả nghiệm cho từng địa hình hình sin Các mode riêng như vậy sẽ lan truyền theo phương thẳng

đứng hoặc tắt dần theo phương thẳng đứng, phụ thuộc vào k s > l hay k s < l Nếu núi là hẹp thì các sóng có k s > l thống trị nghiệm và các nhiễu động sinh ra là các sóng phù

du, tức là các sóng tắt dần rất nhanh khi xa nguồn năng lượng sóng Nếu núi là rộng,

sóng có ks< l sẽ thống trị và các nhiễu động sẽ lan truyền theo phương thẳng đứng

Phương pháp phân tích địa hình dưới dạng này đã được áp dụng có hiệu quả trong một mô hình số dự báo thời tiết do Đại học Tổng hợp bang Colorado (CSU) phát triển (Pielke và các ĐTG, 1992), có tên là RAMS (The Regional Atmospheric Modeling System) được nói đến trong các phần sau Điều này có nghĩa là các nghiên cứu hướng tới các ứng dụng thực tiễn cần phải gắn với các khu vực cụ thể, và như vậy cách làm hiệu quả nhất là tiến hành mô phỏng số để hiểu được cấu trúc nhiệt

động lực học mang tính địa phương cục bộ của khu vực cần nghiên cứu

1.2 Mây và mưa trên địa hình núi

1.2.1 Mây địa hình

Khi không khí di chuyển xung quanh hay trên vùng đồi núi nó có thể ảnh hưởng đến sự hình thành mây Có rất nhiều loại mây thường gặp có thể được cưỡng bức, hình thành hoặc tăng cường bởi địa hình Ví dụ các dãy núi có thể là những khu vực điển hình cho sự hình thành sương mù, mây tầng, mây tầng tích, mây tích và

mây vũ tích Những khu vực như vậy sẽ ảnh hưởng đến cấu trúc và mưa của mây vũ tích trong các hệ thống thời tiết, chẳng hạn như front Ngoài việc làm thay đổi các dạng mây, địa hình có thể tạo ra dạng mây có cấu trúc duy nhất ở một nơi cụ thể

Nếu các mây sóng gắn liền với dãy núi hai chiều thì chúng có thể sắp xếp thành dạng dải mây kéo dài, tuỳ thuộc qui mô địa hình Các dải mây này thường che phủ toàn bộ khu vực đỉnh núi, trong đó có thể xuất hiện các cụm lớn của mây dọc theo dải mây Trong nhiều trường hợp các dải mây sóng thể hiện dưới dạng dải mây rất mịn, sắc nét

Đôi khi dòng trườn xuống mạnh mẽ bên sườn khuất gió của các dãy núi tạo

ra mây rotor, đó là dải mây ngay sau đỉnh núi phía sườn khuất gió Thuật ngữ rotor

xuất hiện là vì không khí trong mây chuyển động cuốn ngược theo chiều thẳng đứng trong cuộn xoáy có trục nằm ngang song song với dãy núi Cần lưu ý rằng các cuộn xoáy này có thường xuyên xuất hiện hay không và xuất hiện trong điều kiện nào vẫn chưa được làm rõ Trong các tình huống hình thành mây rotor vùng quang mây thường quan sát thấy trong khu vực thung lũng ngay sau sườn khuất gió, nơi mà dòng trườn xuống đè nén sự hình thành mây Phần tiếp theo trong mục này sẽ đưa ra những nét khái quát về các đặc trưng nhiệt động lực học của một số loại mây địa hình chủ yếu

1.2.1.1 Mây thấp trên sườn đón gió

Vì thành phần vận tốc vuông góc với bề mặt phải triệt tiêu trên mặt đất, khi

đó thành phần thẳng đứng của vận tốc gió khác không và như vậy ở những nơi mà

có một lớp mỏng không khí thổi theo phương nằm ngang đến khu vực địa hình cao dần thì mây có thể hình thành gần bề mặt Không khí chuyển động hướng lên trên theo sườn đón gió do một số nguyên nhân, bao gồm các hiệu ứng thuần tuý địa phương trên một ngọn đồi nhỏ cho đến dòng qui mô synốp thổi trên địa hình có sườn dốc thoải Các dạng mây hình thành trong dòng trên sườn đón gió thường là sương mù hoặc mây tầng bị giới hạn trong các mực thấp Tuy nhiên, chúng cũng có thể đủ dày để tạo ra mưa phùn hoặc mưa nhỏ

1.2.1.2 Mây gây ra bởi sóng lan truyền thẳng đứng

Để nghiên cứu sóng lý thuyết trong trường hợp này, các tác giả thường xét một núi cô lập hình chuông Khi đó nghiệm cho trường hợp núi hẹp, , với

là khoảng cách tính từ đỉnh núi mà tại đó độ cao núi bằng một nửa độ cao đỉnh núi, được đưa ra trong Hình 1.5a Các nhiễu động trong trường hợp này được phản

ánh dưới dạng các nghiệm tắt dần hàm mũ, đối xứng qua đỉnh núi Hình 1.5c là một

ví dụ của nghiệm cho trường hợp núi rộng , nếu giả thiết là k << l thì sẽ thu

được nghiệm thuỷ tĩnh và profile địa hình núi sẽ được tái tạo trên các độ cao là bội

kích hoạt sóng thuỷ tĩnh (nhưng đủ nhỏ để lực Coriolis có thể bỏ qua), các nhiễu

động xuất hiện ngay trên đỉnh núi và tại mỗi độ cao chỉ có một đỉnh sóng trong dòng vượt địa hình

Với trường hợp trung gian , nghiệm được mô tả trong Hình 1.5b Trong trường hợp này nghiệm của bài toán bị thống trị bởi sóng không thuỷ tĩnh lan

truyền theo chiều thẳng đứng (k < l nhưng không << l) Các đường pha vẫn nghiêng

theo hướng ngược dòng Tuy nhiên không giống như sóng thuỷ tĩnh, sóng không thuỷ tĩnh cũng chứa thành phần ngang trong tốc độ nhóm (nghĩa là năng lượng có truyền theo phương ngang) theo hướng xuôi dòng Kết quả là có thêm nhiều đỉnh sóng xuất hiện ở phía trên theo hướng xuôi dòng so với đỉnh núi

l

a Hư1 =

Khi không khí thổi qua một ngọn núi mà diễn ra sự nâng lên thẳng đứng như

là một phần của sóng lan truyền theo phương thẳng đứng (hoặc là sóng thuỷ tĩnh hoặc không thuỷ tĩnh) thì mây có cơ hội hình thành Các vùng mây có thể hình thành được đánh dấu bằng vùng tối trên Hình 1.5b-c Mây tầng thấp hình thành ở khu vực ngược dòng và đỉnh núi Mây tầng cao, thường là mây ti hay ti tầng, có thể thấy ở vùng xuôi dòng so với đỉnh núi Các nghiên cứu lý thuyết cho thấy qui mô ngang của các loại mây gắn liền với sóng lan truyền theo phương thẳng đứng nằm trong khoảng 10-50 km

Hình 1.5: Đường dòng của dòng dừng trên núi cô lập hình chuông khi so sánh tương

đối với trạng thái của dòng: (a) núi hẹp, (b) núi có bề rộng tương đương với tham số Scorer, và (c) là núi rộng, vùng tối là nơi mây có thể xuất hiện (Durran, 1986b)

1.2.1.3 Mây gây ra bởi sóng khuất núi

Trong các mục trên tham số Scorer được giả thiết là hằng số theo chiều cao Khi tham số này giảm đột ngột theo chiều cao thì một dạng sóng núi khác sẽ xuất

hiện Nhiễu động này thường được biết đến với tên sóng khuất núi, tuy nhiên đôi khi các nhà khí tượng còn gọi đó là sóng phù du, hay sóng khuất núi bị "bẫy" tuỳ thuộc

vào sự biến đổi của biên độ sóng theo độ cao Sự xuất hiện của sóng khuất núi có thể

được mô tả bằng cách xem xét phân tầng hai lớp của tham số Scorer thành và cho lớp dưới và lớp trên tương ứng Sau đó sẽ xem xét bài toán cho từng lớp Nghiệm của bài toán cho lớp trên sẽ tắt dần theo độ cao, trong khi đó nghiệm cho lớp dưới có dạng hình sin (nghĩa là lan truyền theo phương thẳng đứng) Các nghiệm phải thoả mãn điều kiện trơn và liên tục trên mặt phân cách Khi điều kiện biên bức xạ được áp dụng cho lớp trên, nghiệm của bài toán tồn tại khi thoả mãn điều kiện

Nghĩa là tồn tại một bước sóng ngang thoả mãn chỉ khi độ dày của lớp

dưới vượt quá một ngưỡng tới hạn trước khi các sóng bị "bẫy" trong đó Hơn nữa, từ

định nghĩa các tham số sóng thì Do vậy bài toán có thể được thoả mãn chỉ với một sóng trong khoảng này mà nó phù hợp với thực tế là các sóng lan truyền theo phương thẳng đứng trong lớp dưới và tắt dần trong lớp trên

phân tầng của dòng không nhiễu thích hợp cho việc hình thành sóng bị "bẫy" Mặt phân cách ở độ cao khoảng 500 mb Lưu ý rằng profile của nhiệt độ và gió là liên

tục theo z nhưng giá trị của l 2 là bất liên tục, nhận hai giá trị tương ứng cho lớp trên

và lớp dưới Theo Hình 1.6a rõ ràng là sóng núi đã bị "bẫy" trong lớp dưới, và cũng không bị nghiêng Điều này là khá ngạc nhiên vì các nghiệm trong lớp dưới có dạng sóng lan truyền theo chiều thẳng đứng với các đường pha bị nghiêng Câu trả lời cho hiện tượng này là các sóng lan truyền theo chiều thẳng đứng không thể truyền lên cao hơn khi chúng gặp lớp trên, ngược lại chúng sẽ bị phản xạ trở thành các sóng lan truyền xuống dưới, sau đó lại bị phản xạ trở lại khi chúng gặp mặt đất Khi có rất nhiều sóng với bước sóng khác nhau xảy ra quá trình phản xạ bội xuôi dòng, sự chồng chập của các sóng lan truyền lên và lan truyền xuống được thiết lập Vì các sóng lan truyền lên và lan truyền xuống nghiêng ngược chiều nhau nên sự chồng chập của chúng dẫn đến kết quả là đường pha không nghiêng đi

Hình 1.6: (a) Đường dòng của dòng dừng trên núi cô lập hình chuông cho trường hợp phân tầng của dòng không nhiễu tạo sóng bị "bẫy", vùng tối là nơi mây có thể xuất hiện và (b) phân bố thẳng đứng của nhiệt độ và gió (đường liền), việc phân lớp gió và nhiệt độ như vậy thể hiện cấu trúc hai lớp bất liên tục của tham số Scorer

(Durran, 1986b)

Hình 1.6 cho thấy qui mô ngang của các sóng núi bị "bẫy" vào khoảng 10

km Với những giá trị điển hình của độ ổn định và gió thì bước sóng của chúng nằm

trong khoảng 5-25 km Điều dễ phân biệt nhất so với mây gắn với sóng lan truyền theo phương thẳng đứng là trong trường hợp này mây lặp lại xuôi dòng so với đỉnh

núi Cũng trong hình này có thể thấy không chỉ có mây do sóng khuất núi mà còn có mây do sóng cường độ yếu lan truyền thẳng đứng, bởi vì núi đã tạo ra một số cưỡng

bức với các sóng có bước sóng k < l U, do vậy các sóng này sẽ lan truyền lên các lớp cao hơn

1.2.1.4 Các hiệu ứng phi tuyến: Sóng biên độ lớn, ngăn chặn, bước nhảy thủy lực và mây rotor

Trong các mục trước đây các phân tích dựa vào các phương trình đã được tuyến tính hoá Trong những hoàn cảnh thực tiễn cụ thể, các quá trình phi tuyến cũng như các sóng biên độ lớn thường có vai trò thống trị trong dòng vượt núi Các

quá trình như vậy chỉ có thể được nghiên cứu hữu hiệu bằng các mô hình số không thuỷ tĩnh Hình 1.7 là một ví dụ cho dòng vượt địa hình tạo ra các sóng có biên độ

lớn với vùng tối là nơi mà mây có thể hình thành nếu như không khí đủ ẩm Có bốn dạng mây có thể xuất hiện, trong đó ba dạng đã được nói đến trong trường hợp tuyến tính Mây tầng thấp ngay trên đỉnh núi và mây ở tầng cao hơn về phía xuôi dòng ngay sát đỉnh núi gây ra bởi sóng lan truyền theo phương thẳng đứng Trong trường hợp này mây thấp thường được gọi là bức tường Fohn Cấu trúc của sóng biên độ lớn

được đặc trưng bởi dòng trườn xuống rất mạnh, hay còn gọi là Fohn

Hình 1.7: Kết quả mô phỏng

số cho dòng hai chiều đoạn nhiệt gây ra sóng biên độ lớn Bầu khí quyển đặc trưng bởi một lớp kém ổn định phía trên

và một lớp ổn định hơn phía dưới sóng khuất núi bị "bẫy" Các đường đẳng trị là nhiệt độ thế, vùng tối là nơi mà mây có thể hình thành nếu không khí

đủ ẩm (Durran, 1986a)

Điểm mới trong hình này là hiệu ứng phi tuyến, thể hiện qua mây rotor Loại mây này xuất hiện tại bước nhảy thẳng đứng đột ngột phía xuôi dòng ngay sát điểm kết thúc của dòng trườn xuống rất mạnh Bước nhảy này có biên độ giảm dần về phía mặt đất Hình 1.7 là một ví dụ khác về dòng trườn xuống rất mạnh và sự hình

thành mây rotor trong bước nhảy mạnh trong dòng phía sườn khuất núi Dòng trườn xuống mạnh mẽ, bước nhảy thẳng đứng và mây rotor thể hiện sóng biên độ lớn trong

ví dụ này có thể xuất hiện trong ba tình huống:

1 Vỡ sóng: Trường hợp này xảy ra khi mặt đẳng nhiệt độ thế bị quay nghiêng đi tạo ra một lớp có độ ổn định yếu và dòng trong khu vực này bị tù đọng Cấu trúc này, đôi khi được gọi là "lớp tới hạn địa phương", xuất hiện ở độ cao 3,6

km trong Hình 1.7 về phía xuôi dòng Các sóng lan truyền thẳng đứng không thể truyền qua lớp có nhiệt độ thế gần như đồng nhất có tâm ở độ cao khoảng 4 km, do vậy chúng bị phản xạ và năng lượng của chúng bị "bẫy" giữa lớp này và mặt đất Một kết quả mô phỏng thực tế khác có thể xem trong Leutcher và Volkert (2000)

2 Chặn bởi lớp tới hạn của trạng thái trung bình: Lớp tới hạn địa phương không nhất thiết phải gây ra bởi sự vỡ sóng Nếu không khí có một lớp tới hạn trong phân tầng gió trung bình của nó va chạm với núi thì sự phản xạ, cộng hưởng và khuếch đại có thể xảy ra bên sườn khuất gió, tạo ra dòng trườn xuống, bước nhảy cho dù núi là nhỏ để tạo ra sự vỡ sóng Hình 1.8 là trường hợp mà cả lớp tới hạn

trong dòng trung bình và sự vỡ sóng đều xuất hiện

3 Phân lớp tham số Scorer: Tình huống này xảy ra khi núi là nhỏ để tạo ra vỡ sóng nhưng đủ lớn để gây ra sóng biên độ lớn trong khí quyển có vận tốc trung bình

là hằng số và cấu trúc hai lớp của gradient thẳng đứng của lực nổi B z Hình 1.7 là một ví dụ về trường hợp này, trong đó sóng lan truyền theo phương thẳng đứng đã một phần bị phản xạ Khi lớp kém ổn định phía trên (B z nhỏ) và lớp ổn định hơn phía dưới (B z lớn) có cấu trúc phù hợp, sự chồng chập của các sóng phản xạ sẽ tạo

ra gió trườn xuống sát bề mặt mạnh và bước nhảy xuôi dòng, giống như kết quả của Doyle và Durran (2002) như đã nói ở mục trên

Gió mạnh sườn khuất gió và bước nhảy như đã nói là nơi mà mây rotor hình thành có những đặc tính của dòng có cấu trúc đặc biệt được gọi là bước nhảy thủy lực, xuất hiện rất nhiều trong các quá trình địa vật lý đặc trưng bởi sự thay đổi đột ngột của vận tốc và bề dày của một lớp chất lỏng Để hiểu một cách định tính, có thể xét dòng dừng đồng nhất trên địa hình dài vô hạn Dòng này được mô tả toán học bằng các phương trình liên tục và phương trình động lượng nước nông dừng, hai

chiều Dòng được mô tả bằng hai phương trình trên có thể được phân loại bởi tương

quan giữa vận tốc dòng nền u và gH là xấp xỉ của tốc độ pha của sóng trọng trường nước nông tuyến tính Do vậy để phân loại dòng chảy các tác giả hay dùng số

Froude được định nghĩa bởi

gH

u Fr

đã xảy ra Các đường đẳng trị là nhiệt độ thế, vùng tối

là nơi mà mây có thể hình thành nếu không khí đủ ẩm (Durran và Klemp, 1987) Nếu điều kiện tồn tại nghiệm trên không thoả mãn thì dòng được gọi là bị ngăn chặn, bởi vì nó không có đủ năng lượng để vượt qua núi Nghĩa là số Froude

càng nhỏ thì dòng càng dễ bị chặn Về vai trò của số Froude trong hệ thống đối lưu trên địa hình núi và hiện tượng dòng bị ngăn chặn sẽ được nói đến trong mục sau Nếu bài toán có nghiệm, bề mặt tự do của chất lỏng có thể được nâng lên hay hạ

xuống, nghĩa là áp suất thay đổi, khi chất lỏng gặp bề mặt nâng lên của địa hình Hình 1.9 chỉ ra một số khả năng của dòng Nếu Fr > 1 (Hình 1.9a) thì dòng được gọi là dòng trên tới hạn, chất lỏng tăng bề dày và giảm tốc khi tiến gần núi, đạt tốc

độ cực tiểu trên đỉnh núi Trường hợp Fr < 1 sẽ có dòng dưới tới hạn (Hình 1.9b),

dòng mỏng dần và tăng tốc khi tiến đến đỉnh núi

Bản chất vật lý của hai loại dòng trên có thể nhận biết nếu lưu ý rằng phương trình động lượng bao gồm sự cân bằng của ba quá trình bao gồm bình lưu phi tuyến,

sự gia tốc do gradient áp suất gây ra bởi bề dày chất lỏng và gia tốc do gradient áp

suất gây ra bởi sự nâng lên thẳng đứng của chất lỏng do địa hình Từ phương trình

liên tục có thể viết lại số Froude

Như vậy Fr 2 là tỷ số giữa bình lưu

phi tuyến và gia tốc do gradient áp suất gây ra bởi sự biến đổi bề dày của chất lỏng

Dấu âm cho thấy hai hiệu ứng này bao giờ cũng ngược chiều nhau

Hình 1.9: Các trạng thái của dòng nước nông vượt địa hình: (a) dòng trên tới hạn (supercritical) ở mọi nơi; (b) dòng dưới tới hạn (subcritical) ở mọi nơi và (c) là dòng

có bước nhảy thủy lực (hydraulic jump) (Durran, 1986a)

Trong trường hợp quá tới hạn bình lưu phi tuyến chiếm ưu thế, và chính chiều

cao của địa hình đã tạo ra sự biến đổi ngang của áp suất theo cách giống như sự

biến đổi của bản thân bề dày chất lỏng Như vậy chất lỏng tăng bề dày, hay tăng áp, khi di chuyển trên sườn đón gió, tích luỹ thế năng và giảm động năng, và mỏng đi ở bên sườn khuất gió Ngược lại, trong trường hợp dưới tới hạn chỉ có một cách xảy ra

là sự biến đổi của độ cao địa hình phải làm biến đổi áp suất sao cho chất lỏng mỏng dần, hay giảm áp, khi di chuyển trên sườn đón gió, giảm thế năng và tăng động năng, và tăng bề dày khi di chuyển bên sườn khuất gió

Hình 1.9c mô tả cơ chế dòng đặc trưng bởi bước nhảy thuỷ lực bên sườn khuất gió Trường hợp này là dưới tới hạn bên sườn đón gió đến một giới hạn mà tốc

độ của dòng đạt tới giá trị quá tới hạn ngay tại đỉnh núi Như vậy dòng tiếp tục tăng tốc và trở nên mỏng hơn khi di chuyển bên sườn khuất gió Phía xuôi dòng, dòng trườn xuống mạnh mẽ đột ngột trở lại trạng thái của môi trường xung quanh Sự chuyển trạng thái đột ngột này được hình thành dưới dạng bước nhảy thủy lực Một

đặc trưng rất quan trọng là năng lượng tiêu tán rất mạnh trong bước nhảy thủy lực, nói cách khác năng lượng của dòng trung bình trong trường hợp này không được lan truyền xuôi dòng như các trường hợp khác trong khu vực xuất hiện bước nhảy Vai trò của bước nhảy thủy lực sẽ được nói tới khi xem xét các quá trình mưa đối lưu

trên địa hình núi ở trong mục sau đây

1.2.2 Mưa trên địa hình núi

Phân bố mưa địa phương gây ra bởi địa hình đã được quan trắc tại nhiều nơi trên thế giới Cơ chế hình thành mưa địa hình đã được đưa ra bởi Smith (1979), Houze (1993), và Lin (1993) và có thể phân ra làm ba nhóm chính:

1 Mưa trên sườn đón gió trong khí quyển ổn định

2 Mưa địa hình trong khí quyển bất ổn định có điều kiện, và

3 Mưa địa hình gây ra bởi cơ chế “mây nuôi dưỡng”

Sơ đồ của các cơ chế gây mưa địa hình được đưa ra trong Hình 1.10 Mưa địa hình loại 2 thường gây ra bởi dòng xiết mực thấp (LLJ) và thường được đặc trưng bởi đối lưu rất cục bộ Mưa địa hình gây ra bởi hội tụ do đốt nóng hiển nhiệt mực thấp trên

đỉnh núi cũng thuộc vào nhóm này Sự xuất hiện của dòng trườn xuống gây ra bởi làm lạnh hiển nhiệt mực thấp trên vùng núi vào ban đêm cũng có thể tăng cường

mưa Theo các kết quả thực nghiệm TAMEX (Taiwan Area Mesoscale Experiment)

thì mưa lớn nhất thường xuất hiện ở sườn đón gió Tuy nhiên, trong một số trường hợp quan trắc được thì mưa lớn lại xuất hiện trên khu vực đồng bằng chứ không phải

là trên sườn núi (Jou, 1997) Cơ chế hình thành của các hiện tượng này là không rõ ràng, mặc dù một số nghiên cứu đã đưa ra giả thuyết là sự giảm tốc về phía ngược dòng có thể gây ra mưa lớn trên vùng đồng bằng nằm ngược dòng so với vùng núi (Grossman và Durran, 1984; Hong và Huang, 1996)

Smith và Lin (1982) đã tiến hành nghiên cứu lý thuyết sự phản ứng tuyến tính của một dòng phân tầng thuỷ tĩnh kết hợp với cưỡng bức địa hình và cưỡng bức nhiệt Sử dụng một phân bố đốt nóng cho trước biểu diễn các hiệu ứng phi đoạn nhiệt của mây địa hình cho mưa, các tác giả thấy rằng các sóng gây ra bởi nhiệt có thể tương đương thậm chí lớn hơn các sóng gây ra bởi địa hình với tốc độ gió và tốc

độ mưa điển hình Tuy nhiên, động lực học của dòng ẩm có số Froude nhỏ trên

vùng núi là rất khác nhau và đòi hỏi phải có nhiều nghiên cứu thêm Các nghiên cứu

dòng phân kỳ trong dông gợi ý rằng dòng mật độ gây ra bởi sự bốc hơi của mưa

trong lớp sát chân mây có thể là cơ chế hình thành cho các cơn dông đối lưu (Thorpe

và các ĐTG, 1982; Mueller và Carbone, 1987) Vì vậy việc tính đến các hiệu ứng tổng hợp của dòng phân kỳ do không khí lạnh và cưỡng bức địa hình là rất quan trọng trong việc hình thành các hệ thống đối lưu

Hình 1.10: Cơ chế hình thành mưa địa hình: (a) mưa sườn đón gió trong khí quyển ổn

định, (b) mưa địa hình trong khí quyển bất ổn định, và (c) Mưa địa hình gây ra bởi cơ

chế “mây nuôi dưỡng” (Lin, 1993)

Raymond và Rotunno (1989) nghiên cứu sự hình thành của dòng mật độ trong dòng phân tầng ổn định, khô và đồng nhất tương ứng với sự làm lạnh đã được xác định trước Bốn cơ chế dòng đã được phân loại sử dụng các tham số vô thứ nguyên ( )1 / 3

/Qdl p U

F = và G=πU /Nd , trong đó Q là tốc độ làm lạnh; d và l p là bề dày và chiều rộng của vùng làm lạnh ( )1 / 3

p

Qdl đặc trưng cho tốc độ lan truyền của dòng mật độ, Nd/πlà tốc độ ngang (trong không khí tĩnh) của sóng trọng trường

thuỷ tĩnh với bước sóng thẳng đứng bằng 2d Lin và Chun (1991) mở rộng các

nghiên cứu của Raymond và Rotunno cho dòng phân tầng ổn định có độ đứt với một mức tới hạn Các tác giả tìm ra rằng phản ứng của khí quyển đối với làm lạnh dừng

trong dòng có độ đứt có thể phân loại thành bể lạnh dừng hoặc dòng mật độ, phụ

thuộc vào mức độ hay hiệu quả làm lạnh Nếu xem xét dòng ẩm trên một ngọn núi thì số Froude ẩm có thể được định nghĩa là F w =U/N w h với U là tốc độ dòng nền; N w

là tần số Brunt-Vaisala ẩm và h là chiều cao núi

Hội tụ gắn liền với giảm tốc của chất lỏng khi chúng va chạm với núi có khuynh hướng gây ra dòng thăng, dòng thăng này lại có thể tạo ra đối lưu sâu và mưa lớn trên vùng đồng bằng nằm ngược dòng so với ngọn núi Lin và Wang (1996)

đưa ra bốn loại cho dòng Boussinesq đồng nhất, thuỷ tĩnh, phân tầng liên tiếp, không quay, không cấu trúc, khô và hai chiều trên một ngọn núi cô lập: LW-I với

dòng không vỡ sóng phía trên cũng như ngăn chặn ngược dòng ( F ≥ 1 , 12); LW-II

dòng có vỡ sóng phía trên mà không có ngăn chặn ngược dòng ( ); III dòng bao gồm cả vỡ sóng phía trên và ngăn chặn ngược dòng, nhưng vỡ sóng xuất hiện trước ( ); và LW-IV dòng bao gồm cả vỡ sóng phía trên và ngăn chặn ngược dòng, nhưng ngăn chặn sóng xuất hiện trước ( ) Lưu ý rằng trong dòng có số Froude thấp, các hiệu ứng phi tuyến mạnh mẽ hơn vì mức độ phi tuyến tỷ lệ nghịch với số Froude

LW-12 , 1 9

,

0 ≤ F ≤

9 , 0 6

,

0 ≤ F ≤

6 , 0 3

,

0 ≤ F ≤

Hình 1.11: Mô hình tái sinh và lan truyền ổ đối lưu Bao gồm bốn giai đoạn: (a) hình thành và duy trì dòng thăng trong front gió giật- GFU, (b) bình lưu ở rìa của GFU đang phát triển, (c) ổ đối lưu đang phát triển c 1 bị cắt rời khỏi GFU bởi dòng giáng bồi hoàn phía ngược dòng, và (d) tái sinh ổ và cùng tồn tại mode phát triển

(c 2 và c 3 ) và mode lan truyền (c 1 ) (Lin và các ĐTG, 1998)

Trong nhiều thực nghiệm của TAMEX có những lúc quan sát thấy đối lưu lan truyền xuôi dòng nhưng cũng có rất nhiều trường hợp lan truyền ngược dòng Các tham số của dòng qui định các hiện tượng này chưa được làm rõ trong TAMEX

Hơn nữa, cơ chế tái sinh các ổ đối lưu trong môi trường thuận lợi cho sự phát triển

dông đa ổ lân cận các vùng núi vẫn chưa được làm rõ Các cơ chế tái sinh ổ đối lưu, phát triển và lan truyền trong dông đa ổ, hai chiều đã được Lin và các ĐTG (1998)

đưa ra gần đây Tái sinh ổ đối lưu có thể giải thích bằng các cơ chế sau đây: 1 Một

dòng thăng (thường được gọi là dòng thăng front gió giật- Gust Front Updraft- GFU)

bởi sự hội tụ mực thấp phía trước front gió giật gần bề mặt trên dìa front; 2 Phần trên của GFU có khuynh hướng phát triển lên trên cũng như ra phía rìa do bình lưu

thổi vào mực giữa, bởi vì front gió giật lan truyền nhanh hơn dòng cơ bản; 3 Phần

rìa của GFU phát triển thành ổ đối lưu đang lớn dần, có khuynh hướng tạo ra dòng giáng bồi hoàn mạnh ở hai phía; và 4 ổ đối lưu đang phát triển bị chia cắt khỏi GFU

bởi chính dòng giáng bồi hoàn của nó ổ đối lưu đang phát triển này sau đó tiếp tục lớn dần thành một ổ đối lưu mạnh hơn trong khi nó di chuyển ra phía rìa (Hình 1.11)

Ngoài ra trong các nghiên cứu các tác giả phân chia sự phát triển và lan

truyền của ổ đối lưu thành hai mode riêng biệt, đó là mode phát triển và mode lan truyền Thông thường sự lớn lên của mode phát triển có liên quan tới môi trường bất

ổn định có điều kiện, trong khi đó mode lan truyền liên quan tới môi trường ổn định Chi tiết hơn có thể xem trong Lin và các ĐTG (1998)

1.2.2.1 Cơ chế lan truyền ngược dòng

Trong nghiên cứu của Chu và Lin (2000) các tác giả đã nhận biết trạng thái

của dòng thông qua số Froude ẩm F w và sử dụng các cơ chế tương tự như trên để giải thích sự tái sinh, phát triển và lan truyền của các ổ đối lưu trên vùng núi, sử dụng mô hình mây phi tuyến với độ phân giải ngang là 1km Với mục đích như vậy cho dòng ẩm trên núi qui mô vừa cần phải xác định xem khi nào dòng bị ngăn chặn

mà theo đó dòng môi trường lân cận bị cân bằng bởi dòng đảo ngược Từ đó hai tác giả này tìm ra số Froude tới hạn để ngăn chặn ngược dòng là 0,5 đối với mô phỏng khô Kết quả mô phỏng chỉ ra là các ổ đối lưu mới được sinh ra bởi dòng mật độ gây

ra do làm lạnh bốc hơi gắn với hệ thống đối lưu

Khi tiến hành các thực nghiệm số với độ lớn của số Froude ẩm và vận tốc dòng cơ bản được cho tương ứng là (0,208, 2,5); (0,250, 3,0); (0,292, 3,5); (0,325,

3,9); (0,333, 4,0) đã tạo ra cơ chế lan truyền ngược dòng vì các ổ đối lưu mới vẫn

được tạo ra bởi GFU di chuyển ngược dòng Các ổ đối lưu riêng biệt được hình thành, lớn lên lặp đi lặp lại ở phía sườn đón gió do sự lan truyền ngược dòng của dòng mật độ, sau đó chúng tiêu tan khi di chuyển xuôi dòng như đã chỉ ra trong Hình 1.12

Từ Hình 1.12a-d có thể nhận thấy một ổ đối lưu được sinh ra do GFU trong

hệ thống đối lưu do địa hình gần đỉnh núi Khi ổ đối lưu mới hình thành nó di chuyển xuôi dòng chút ít, lớn lên và nhập vào hệ thống đối lưu do núi gây ra (Hình 1.12e-h) Sau khi có sự ra nhập, dòng mật độ lan truyền ngược dòng, ngược hướng dòng cơ bản và sinh ra ổ đối lưu mới trên front gió giật, sau đó bắt đầu lan truyền xuôi dòng (Hình 1.12i-l)

Hình 1.12: Mặt cắt thẳng đứng của nhiệt độ thế (đường liền mảnh), tốc độ thẳng đứng (vùng mờ), lượng nước mưa (đường liền đậm), và biên của dòng mật độ (đường chấm

đậm) cho F w = 0,208 và U = 2,5 m s -1 (Chu và Lin, 2000)

Đến thời điểm t = 498 phút front gió giật đã lan truyền đến điểm x = -170

km Mưa gắn liền với hệ thống đối lưu này có thể tạo ra mưa lớn, thậm chí các trận

lũ quét trên sườn đón gió và vùng đồng bằng vì toàn hệ thống đối lưu có thể tồn tại

trong thời gian dài Điều đáng chú ý là sự hình thành các ổ đối lưu đơn lẻ được quyết định chủ yếu bởi cưỡng bức dòng mật độ khi mà dòng này đã phát triển đầy

đủ

Trong các thực nghiệm số nói trên không có các ổ đối lưu phát triển trên sườn

khuất gió Ngoài ra có thể thấy rằng mưa lớn thường xuất hiện trong khu vực chân núi và sườn đón gió, nhưng một số ổ đối lưu có thể xuất hiện xa núi về phía ngược dòng Điều này có nghĩa là hội tụ gắn liền với cưỡng bức địa hình đóng một vai trò

quan trọng trong việc tăng cường đối lưu trước tiên, sau đó là mưa trên khu vực sườn

đón gió và vùng lân cận chân núi Nó cũng cho thấy một sóng đã tạo ra cơ chế bất

ổn định loại hai (Wave-CISK; Conditional Instability of the Second Kind- CISK) có

thể đưa đến tác động tổng hợp của cả cưỡng bức địa hình và cưỡng bức nhiệt Davies

và Schar (1986) sử dụng một mô hình lý thuyết có đốt nóng dạng CISK nghiên cứu các hiệu ứng tổng hợp của cưỡng bức nhiệt trong mây địa hình và cưỡng bức địa hình, các tác giả đã phát hiện ra rằng cưỡng bức nhiệt nâng và cưỡng bức địa hình có thể tương tác với nhau, tăng cường phản ứng ngược dòng và tạo ra dòng trườn xuống mạnh ở sườn khuất gió Phản ứng được tăng cường thực chất là sự cộng hưởng các mode của Wave-CISK

Trong nghiên cứu của Chu và Lin (2000) mưa đã đóng vai trò quan trọng trong việc tạo ra làm lạnh bốc hơi mà từ đó dẫn đến hình thành dòng mật độ, front gió giật và cuối cùng là tạo ra các ổ đối lưu Kết quả tính toán của các tác giả này

được đưa ra dưới dạng mặt cắt thẳng đứng cho tốc độ thẳng đứng, biên mây, lượng nước mưa, và dòng mật độ sau 2, 4, 6 và 8 h, cho miền sát núi (Hình 1.13) Trong giai đoạn đầu, ví dụ t = 2 h, hệ thống đối lưu chủ yếu xuất hiện trên sườn dốc gần

đỉnh núi Một ổ đối lưu chính nằm gần đỉnh núi và một ổ khác yếu hơn rất nhiều nằm về phía ngược dòng Toàn bộ hệ thống đối lưu trong vùng biên mây mở rộng ngược dòng đến x = -50 km Đến thời điểm t = 4 h đã có đến ba ổ đối lưu chính, với

ổ mạnh nhất nằm tại x = -20 km, một ổ yếu hơn tại x = -50 km và ổ yếu nhất nằm

tại x = 40 km bên sườn khuất gió Một ổ đối lưu yếu hơn khác nằm tại x = -125 km

được các tác giả cho là gây ra bởi sóng trọng trường có nguồn gốc từ đốt nóng ẩn nhiệt nâng trong hệ thống đối lưu trên sườn đón gió

Hình 1.13: Mặt cắt thẳng đứng của biên mây (đường liền đậm), tốc độ thẳng đứng (đường mảnh liền- tốc độ dương, nét đứt- tốc độ âm), lượng nước mưa (vùng tối), và biên của dòng mật độ (nét đứt đậm) sau 2 (a), 4 (b), 6 (c) và 8 (d) giờ (Chu và Lin,

2000)

Từ Hình 1.12 và 1.13 có thể thấy ổ đối lưu bên sườn khuất gió là do bình lưu

từ sườn đón gió nhưng bị đốt nóng đoạn nhiệt trong dòng trườn xuống làm cho yếu

đi Tuy nhiên cả hệ thống đối lưu được mở rộng ra nhờ các ổ đối lưu mới hình thành

trên bước nhảy thuỷ lực bên sườn khuất gió Cần lưu ý là hội tụ do bước nhảy thủy lực bên sườn khuất gió là rất mạnh Đến giai đoạn sau (t = 6 h) các ổ đối lưu đã yếu

đi một ít nhưng mở rộng theo chiều ngang, rõ ràng là các ổ đối lưu mới đang hình thành nhờ dòng mật độ phía sườn đón gió Cơ chế sinh đối lưu này đóng vai trò chủ yếu trong các giai đoạn sau của hệ thống đối lưu Lưu ý rằng các ổ đối lưu mới sau

đó lan truyền xuôi dòng và mạnh dần lên Khi t = 8 h hệ thống đối lưu bao gồm nhiều ổ đối lưu, có bốn ổ hình thành trên sườn đón gió và vùng đồng bằng phía