Đặc điểm hoàn lưu và mưa khu vực Việt Nam trong thời kỳ front Mei-Yu điển hình

LUẬN VĂN THẠC SỸ

Đặc điểm hoàn lưu và mưa
khu vực Việt Nam trong thời
kỳ front Mei-Yu điển hình


LỜI CẢM ƠN
Trước hết, tơi xin bày tỏ lịng biết ơn sâu sắc tới TS. Nguyễn Minh Trường, là
người đã tận tình chỉ bảo và hướng dẫn tơi hồn thành luận văn này.
Tôi xin cảm ơn các Thầy cô và các cán bộ trong khoa Khí tượng - Thủy văn Hải dương học đã cung cấp cho tôi những kiến thức chuyên môn quý giá, giúp đỡ và
tạo điều kiện thuận lợi về cơ sở vật chất trong suốt thời gian tơi học tập và thực hành ở
Khoa.
Trong q trình thực hiện luận văn, tôi đã nhận được nhiều sự giúp đỡ của
HVCH Bùi Minh Tuân, tôi xin chân thành cảm ơn.
Tơi cũng xin cảm ơn Phịng sau đại học, Trường Đại học Khoa học Tự nhiên đã
tạo điều kiện cho tơi có thời gian hồn thành luận văn.
Tơi xin bày tỏ lòng cảm ơn chân thành tới ban lãnh đạo trung tâm Dự báo Khí
tượng thủy văn Trung ương, các cơ, chú, anh, chị phịng Dự báo Khí tượng Hạn vừa và
Hạn dài đã hết sức giúp đỡ, tạo điều kiện cho tơi hồn thành luận văn.
Cuối cùng, tơi xin gửi lời cảm ơn chân thành tới gia đình, người thân và bạn bè,
những người đã luôn ở bên cạnh cổ vũ, động viên và tạo mọi điều kiện tốt nhất cho tôi
trong suốt thời gian học tập tại trường.
Lê Thị Thu Hà


MỤC LỤC
MỞ ĐẦU ............................................................................................................................... 3
CHƯƠNG I: TỔNG QUAN VỀ FRONT MEIYU.................................................................. 5
1.1. Khái niệm về front Meiyu ....................................................................................... 5
1.2. Các giai đoạn phát triển của front Meiyu ................................................................. 5

1.3. Mối liên hệ giữa Meiyu và Baiu .............................................................................. 6
1.4. Hoàn lưu và các quá trình nhiệt, ẩm của front Meiyu............................................... 7
1.5. Các nhân tố tác động đến front Meiyu – Baiu.........................................................12
1.5.1.
Vai trị của địa hình ........................................................................................12
1.5.2.
Vai trị của dịng xiết gió tây trên cao .............................................................13
1.5.3.
Vai trò của các nhiễu động qui mô vừa...........................................................16
1.6. Các đặc điểm về mưa Meiyu ..................................................................................17
1.6.1.
Sự phân bố của dải mưa Meiyu ......................................................................17
1.6.2.
Phân bố mưa ..................................................................................................18
CHƯƠNG II. CẤU HÌNH MƠ PHỎNG SỐ VÀ NGUỒN SỐ LIỆU.....................................21
2.1. Giới thiệu về mơ hình RAMS .....................................................................................21
2.2. Cấu hình miền tính......................................................................................................23
2.3. Điều kiện biên và điều kiện ban đầu............................................................................24
2.4. Trường tái phân tích của một số trường hợp mơ phỏng front Meiyu ............................24
CHƯƠNG III. MỘT SỐ KẾT QUẢ MÔ PHỎNG.................................................................41
3.1. Trường hợp 1: Năm 2003............................................................................................41
3.1.1. Đặc điểm hoàn lưu thời kỳ front Meiyu................................................................41
3.1.2. Vận chuyển ẩm ....................................................................................................43
3.1.3. Mưa Meiyu ..........................................................................................................45
3.1.4. Vai trò của dòng xiết trên cao...............................................................................48
3.2. Trường hợp 2: Năm 2005............................................................................................52
3.2.1. Đặc điểm hoàn lưu thời kỳ front Meiyu................................................................52
3.2.2. Vận chuyển ẩm ....................................................................................................54
3.2.3. Mưa Meiyu ..........................................................................................................55
3.2.4. Vai trò của dòng xiết trên cao...............................................................................59

3.3. Trường hợp 3: Năm 2006............................................................................................62
3.3.1. Đặc điểm hoàn lưu thời kỳ front Meiyu................................................................63
3.3.2. Vận chuyển ẩm ....................................................................................................65
3.3.3. Mưa Meiyu ..........................................................................................................66
3.3.4. Vai trò của dòng xiết trên cao...............................................................................69
3.4. Trường hợp 4: Năm 2007............................................................................................73
3.4.1. Đặc điểm hoàn lưu thời kỳ front Meiyu................................................................73
3.4.2. Vận chuyển ẩm ....................................................................................................75
3.4.3. Mưa Meiyu ..........................................................................................................76
3.4.4. Vai trò của dòng xiết trên cao...............................................................................79
KẾT LUẬN...........................................................................................................................83
TÀI LIỆU THAM KHẢO .....................................................................................................85

2


MỞ ĐẦU
Mưa, đặc biệt mưa lớn diện rộng trên địa hình phức tạp, là một vấn đề hết sức quan
trọng, cấp thiết và được rất nhiều nhà nghiên cứu quan tâm. Mưa nhiều có thể dẫn
đến các hiện tượng lũ lụt, sạt lở đất làm thiệt hại lớn đến sản xuất nông nghiệp và
các hoạt động kinh tế xã hội. Trong dự báo Synốp, mưa lớn mùa hè tại khu vực Bắc
Bộ của Việt Nam có liên quan tới một vài dạng hình thế thời tiết cơ bản, một trong
những kiểu hình thế thời tiết đó là front Mei-yu. Front Mei-yu là front tựa tĩnh cận
nhiệt đới đã được rất nhiều các nhà khoa học Trung Quốc và Nhật Bản nghiên cứu
vì nó là ngun nhân gây ra mưa lớn cùng lũ lụt ở Nam Trung Quốc và Đài Loan
trong Tháng 5, Tháng 6 và Nhật Bản trong Tháng 6, Tháng 7. Ví dụ như cơng trình
nghiên cứu của các tác giả Qian, Tao và Lau (2004) đã sử dụng mơ hình MM5 của
Đại học Pennsylvania – NCAR và mơ hình đất – khí quyển – mây của Trung tâm
Hàng không Goddard – NASA để nghiên cứu “Các cơ chế gây mưa lớn gắn với sự
phát triển của front Mei-yu trong thời kỳ gió mùa ở biển Đơng năm 1998”, qua đó

các tác giả đã chỉ ra lượng ẩm được vận chuyển bởi dòng xiết mực thấp tây nam ở
phần đông nam của cao nguyên Tibet làm tăng cường lượng giáng thủy Mei-yu.
Trong nghiên cứu về “Hệ thống mây đối lưu qua cao nguyên Tibet và sự tác động
của chúng đối với những nhiễu động qui mô vừa trong dải front Mei-yu”, Yasunari
(2006) đã sử dụng số liệu phân tích gió mùa Châu Á và số liệu vệ tinh khí tượng địa
tĩnh để chỉ ra dòng nhiệt mực thấp qui mô cao nguyên gắn với các mây đối lưu là
nguyên nhân hình thành nên đường hội tụ và sự vận chuyển ẩm từ phía nam cao
nguyên Tibet cần thiết để phát triển các ổ mây đối lưu. Nghiên cứu của Xu và các
đồng tác giả (2009) về “Đặc trưng mưa và những đặc điểm đối lưu của hệ thống
giáng thủy Mei-yu qua phía nam Trung Quốc, Đài Loan và biển Đông qua hệ thống
đo mưa vệ tinh TRMM” đã chỉ ra những biến đổi đa dạng của cấu trúc đối lưu trong
các giai đoạn tồn tại cũng như gián đoạn của dải mưa Mei-Yu. Hai tác gỉa Sampe
và Xie (2010) đã sử dụng số liệu tái phân tích để chỉ ra “Động lực qui mô lớn của
dải mưa Mei-yu với lực tác động mơi trường là dịng xiết gió tây”, trong đó nhấn
mạnh vai trị của bình lưu nhiệt và hội tụ ẩm. Theo các nghiên cứu nói trên, rõ ràng
là front Mei-yu cũng là hệ thống tác động chính đến lượng mưa mùa hè tại phía bắc
Việt Nam. Tuy nhiên, ở Việt Nam, các nghiên cứu về vấn đề này hầu như chưa

3


được thực hiện mặc dù trong nhiều trường hợp front này có thể xuất hiện trên hoặc
sát khu vực Việt Nam. Do vậy, nhằm đáp ứng nhu cầu nghiên cứu, tìm hiểu sâu và
đúng đắn hơn về tác động của kiểu hình thế thời tiết này đến chế độ mưa tại Việt
Nam, tôi đã tiến hành nghiên cứu “Đặc điểm hoàn lưu và mưa khu vực Việt Nam
thời kỳ front Mei-yu điển hình”.
Bố cục luận văn gồm các phần:
Chương 1: Tổng quan về front Meiyu
Chương 2: Cấu hình mơ phỏng số và nguồn số liệu
Chương 3: Một số kết quả mơ phỏng bằng mơ hình RAMS.

Kết luận.

4


CHƯƠNG I: TỔNG QUAN VỀ FRONT MEIYU
1.1.

Khái niệm về front Meiyu

Front Baiu/Meiyu (BMF) là một trong những front tĩnh cận nhiệt đới đáng chú ý
nhất trên thế giới và đóng góp một lượng lớn giáng thủy qua vùng Đơng Á, kéo dài
suốt từ Trung Quốc đến Nhật Bản trong thời kỳ đầu mùa hè. Các hoạt động mạnh (yếu)
của nó thường xuyên gây nên những trận lũ lụt (hạn hán) trong vùng này. Do vậy việc
hiểu biết về sự hình thành và phát triển của các hệ thống mưa gắn với front này là rất
quan trọng. Qua nhiều thập kỷ qua, những nghiên cứu về front này đã đưa ra những
luận điểm đáng chú ý như sau:
1. BMF là dải mây tĩnh dọc theo phần phía bắc của khối khí nóng ẩm nhiệt đới
biển với gradient ẩm kinh hướng lớn (Ninomiya và Muraki 1986; Ninomiya
và Murakami 1987).
2. BMF gắn với dòng xiết mực thấp mạnh theo hướng tây nam (700-900 hPa),
đây cũng là nơi vận chuyển một lượng ẩm lớn tới BMF và tạo ra gradient ẩm
và tầng phiếm định ẩm dày (Ninomiya và Akiyama 1974; Akiyama 1975).
3. Cấu trúc BMF thay đổi từ vùng này tới vùng khác, đơn cử như trong giai
đoạn chuyển mùa, BMF qua Trung Quốc có gradient nhiệt độ nhỏ nhưng độ
ẩm lớn, trong khi qua Nhật Bản thì gradient nhiệt độ lớn hơn (Kato 1985).
4. BMF gắn với những nhiễu động qui mô vừa, đó là những nhiễu động về phía
đơng, dọc theo front và gây nên những trận mưa lớn. Những nhiễu động này
hướng tới sự phát triển gần Nhật Bản, nơi có gradient nhiệt độ lớn (Iwsaki và
Takeda 1993; Ninomiya 2000; Shibagaki và các đồng tác giả 2000).

1.2.

Các giai đoạn phát triển của front Meiyu

Front Meiyu phát triển gắn với sự tồn tại của dải mưa Meiyu. Theo nghiên cứu
của Xu và các đồng tác giả (2009) từ năm 1998-2007, qua việc sử dụng vệ tinh đo mưa
vùng nhiệt đới TRMM thì dải mưa Meiyu thỏa mãn các điều kiện sau:
- Là dải liên tục (khoảng trống < 2o), tổng lượng mưa ngày > 20 mm kéo dài
trên 10 kinh độ.
- Sự tồn tại của dải này ít nhất trong vịng 3 ngày.
- Ít nhất một ngày có mưa với lượng > 50 mm.

5


- Tương đương với đường đứt gió tại mực 850 hPa.
Theo thống kê dải mưa Meiyu thì phần lớn dải mưa này phát triển tới phía nam
của sơng Trường Giang trong suốt thời kỳ từ 11 tháng Năm đến 24 tháng Sáu, như vậy
thời kỳ này được chọn là mùa Meiyu (Hình 1). Meiyu được chia làm 4 giai đoạn bao
gồm:
-

“Meiyu”: thời kỳ tồn tại dải mưa Meiyu.
“Break”: những ngày gián đoạn giải mưa Meiyu.

-

“Pre- Meiyu”: từ 10/04 đến 10/05, thời kỳ trước mùa Meiyu.
“Post- Meiyu”: từ 25/06 đến 15/07, thời kỳ sau mùa Meiyu.

Theo đó Việt Nam có thể bị ảnh hưởng trực tiếp của front Meiyu, nhưng đáng
tiếc ở Việt Nam hiện tượng này hầu như chưa được nghiên cứu.

Hình 1: Phân bố của dải mưa Meiyu trong thời kỳ từ 1998 – 2007: (a) Số lần xuất hiện
dải mưa Meiyu trong các thời kỳ tháng Năm và Sáu, (b) Tần suất xuất hiện dải mưa
Meiyu trung bình hàng năm thời kỳ từ 11 tháng Năm đến 24 tháng Sáu (Xu 2009).
Cũng theo nghiên cứu của Sampe và Xie (2010) trong 26 năm từ 1979 đến 2004
thì mùa Baiu ở Nhật Bản kéo dài từ 16 tháng Sáu đến 15 tháng Bảy. Như vậy, vĩ độ
càng cao thì thời gian kéo dài mùa Meiyu có xu hướng càng giảm.
1.3.

Mối liên hệ giữa Meiyu và Baiu

Theo một số nghiên cứu thì mối quan hệ giữa Meiyu qua khu vực Trung Quốc
và Baiu qua Nhật Bản được giải thích thơng qua mơ hình tà áp tuyến tính (Sampe và
Xie (2010)). Sự tương phản đất biển qui mô hành tinh và dòng nhiệt từ cao nguyên

6


Tibet tạo nên hướng gió nam qua phía đơng Trung Quốc và phía nam của Nhật Bản và
đẩy hệ thống giáng thủy theo hướng bắc (Xie và Saiki 1999). Để nghiên cứu ảnh
hưởng đối lưu Meiyu, các tác giả đã chọn nguồn nhiệt hình oval với trung tâm 29oN và
115oE để mô phỏng nguồn nhiệt Meiyu. Profile thẳng đứng của nguồn nhiệt dựa vào số
liệu tái phân tích 25 năm của Nhật Bản (JRA-25). Nguồn nhiệt tác động làm cho rãnh
bề mặt kéo dài theo hướng đông – đông bắc với đới gió tây nam ở phía nam của trục
rãnh. Khi gió tại mực 500 hPa yếu thì bình lưu nóng ở đây phần lớn là do dịng xiết gió
tây tác động đến nguồn nhiệt ban đầu. Bình lưu nóng và chuyển động thăng dọc dải
mưa BMF quan trắc cho thấy Baiu có thể được tạo ra bởi dịng thăng của Meiyu. Mặt
khác, đối lưu có thể được tăng cường bởi dịng xiết gió tây. Để kiểm chứng những giả

thuyết này, các tác giả đặt nguồn nhiệt hình oval tại phía tây của Nhật Bản và giả thiết
nguồn nhiệt đó được kích hoạt bởi Meiyu. Kết quả là nguồn nhiệt Baiu đã tác động đến
rãnh bề mặt và dòng thăng ở tầng đối lưu giữa theo hướng đông dọc theo dịng xiết gió
tây. Các kết quả của mơ hình tà áp tuyến tính cho thấy khả năng ảnh hưởng của đối lưu
Meiyu đến dải mưa Baiu theo hướng đông được tạo nên bởi sự cuốn hút của chuyển
động dòng thăng. Tổng quát hơn, dải mưa BMF được tạo bởi bình lưu nóng từ dịng
xiết gió tây. Theo cơ chế này thì lực tác động lên dải mưa BMF có thể là nguồn nhiệt
gió mùa Nam Á, đặc biệt là từ cao ngun Tibet. Dịng xiết gió tây trên cao đóng vai
trị dẫn đường cho các nhiễu động qui mơ vừa thơng qua bình lưu nóng.
1.4.

Hồn lưu và các q trình nhiệt, ẩm của front Meiyu

Trong mùa mưa, front Meiyu ở Trung Quốc hay front Baiu ở Nhật Bản xuất
hiện vào thời kỳ đầu mùa hè từ phía nam Trung Quốc đến phía đơng Nhật Bản. Front
BMF là front cận nhiệt đới (Ninomiya 1984) được hình thành giữa khối khí lạnh của áp
cao Okhotsk và khối khí ấm của áp cao cận nhiệt đới. Tuy nhiên theo Kurihara (1987)
mối quan hệ trên khơng thật sự rõ ràng bởi vì nhiều khi front này xuất hiện khi áp cao
Okhotsk khơng có mặt.

7


Hình 2: Hệ thống hồn lưu qui mơ hành tinh của front BMF
(Ninomiya và Akiyama 1992).
Ảnh hưởng của sự phân bố đất biển cũng được giải thích trong q trình hình
thành front BMF. Theo Kurashuma (1968) và Kurashuma và Hiranuma (1971) thì cơ
chế hình thành lưỡi ẩm để hình thành nên front Baiu có quan hệ với dải hội tụ nhiệt đới
(ITCZ) qua lục địa Châu Á và Thái Bình Dương. Mối quan hệ giữa gió mùa Ấn Độ và
front BMF cũng đã được nghiên cứu (Suda và Asakura (1955)). Các tác giả cho rằng

mùa Meiyu/Baiu xuất hiện cùng lúc với sự bắt đầu của gió mùa Ấn Độ. Theo
Murakam (1959) phần lớn lượng hơi nước cung cấp cho front Baiu trong thời kỳ đầu
tháng Sáu là của gió mùa Ấn Độ, tuy nhiên vào cuối tháng Sáu thì bởi dịng gió đơng
từ phía tây Thái Bình Dương.
Nhiều nhà khí tượng cho rằng front BMF liên quan đến rãnh gió mùa, dòng xiết
mực thấp (LLJ), dòng xiết trên cao, áp cao cận nhiệt đới và các đặc điểm khác của hệ
thống qui mô lớn (Akiyama 1973, 1974; Asakura 1971; Flohn và Oekel 1956; Saito
1966; Tao và Chen 1987; Yoshino 1971). Hình 2 mơ tả hệ thống hồn lưu qui mơ hành
tinh của front BMF. Theo Ninomiya và Akiyama (1992) vào thời kỳ đầu tháng Sáu,
front BMF nằm dọc LLJ, nơi hội tụ giữa gió tây nam của áp cao cận nhiệt và gió tây
bắc từ rìa phía tây của rãnh Baiu. Gradient kinh hướng của hơi nước và nhiệt độ là lớn
ở phần phía đơng của front BMF tới phía đông của Nhật Bản, ngược lại gradient nhiệt
độ nhỏ ở phần phía tây của front này. Dịng xiết mực cao song song với dịng xiết mực
thấp ở phía đơng của Nhật Bản. Matsumoto (1973) và Ninomiya và Akiyama (1974)
cho rằng LLJ được hình thành bởi sự vận chuyển xuống của moment động lượng
ngang từ đối lưu Cumulus trong front BMF. Tuy nhiên, Chen (1982) thì cho là LLJ

8


được tạo ra bởi sự điều chỉnh gió nhiệt và nó được tăng cường bởi sự duy trì của đối
lưu sâu.
Ninomiya (1984) cho rằng vùng front BMF có nhiều đặc điểm của front cận
nhiệt hơn là front cực. Front BMF có các đặc điểm điển hình của front cận nhiệt đới thể
hiện như sau:
1. Vùng giáng thủy hẹp.
2. Gradient nhiệt độ thế tương đương kinh hướng lớn.
3. Độ ẩm dày ở tầng gần phiếm định.
4. Bắt nguồn từ bất ổn định đối lưu.
Theo phân tích từ số liệu quan trắc thì Kodama (1993) cho rằng hai điều kiện cần thiết

cho sự tồn tại của front cận nhiệt đới đó là:
1. Các dòng xiết cận nhiệt đới nằm giữa vĩ độ 30o và 35oN.
2. Các dịng hướng cực mực thấp có hướng thịnh hành dọc rìa phía tây của áp
cao cận nhiệt đới. Dịng xiết hướng cực mực thấp được hình thành bởi áp cao cận nhiệt
và gió nhiệt, ngồi ra đối lưu gió mùa và dịng nhiệt qua bề mặt đất đóng vai trị quan
trọng làm tăng cường dịng hướng cực.
Hoạt động của front BMF làm tăng cường đối lưu Cumulus ở vùng nhiệt đới của
Thái Bình Dương. Sử dụng số liệu quan trắc năm 1979, Kato (1989) cho thấy dòng
hướng nam mực thấp của front Baiu được tăng cường quanh Trung Quốc là bởi nguồn
nhiệt của vùng Nam Á (vùng từ xích đạo đến 25oN và 60o đến 105oE). Tác giả cũng chỉ
ra là áp cao cận nhiệt đới được tăng cường bởi sự phân kỳ mạnh mực thấp là một phần
của vịng hồn lưu Harley, vịng này được tạo ra bởi nguồn nhiệt kéo dài từ Ấn Độ tới
vùng tây Thái Bình Dương (vùng từ xích đạo đến10oN và 60o đến140oE) vào giữa
tháng Sáu.
Ose (1998) cho thấy hoàn lưu khí quyển trong mùa Baiu bị ảnh hưởng mạnh bởi
trường trung bình vĩ hướng trong tháng Ba hơn là nguồn nhiệt của vùng nhiệt đới. Mối
quan hệ giữa gió mùa mùa hè Châu Á và nguồn nhiệt ở vùng nhiệt đới cũng được
nghiên cứu nhiều bằng việc sử dụng các lý thuyết tuyến tính, phân tích số liệu quan
trắc và các mơ hình số. Hoskins và Rodwell (1995) sử dụng mơ hình hồn lưu chung
khí quyển (GCM) với nguồn nhiệt trung bình trong ba tháng Sáu-Bảy-Tám và trường

9


gió trung bình vĩ hướng làm điều kiện ban đầu, mơ phỏng này đã tái tạo các đặc điểm
điển hình của hồn lưu gió mùa.
Front BMF bị ảnh hưởng mạnh bởi những dao động nội mùa của hồn lưu gió
mùa. Những phân tích số liệu quan trắc của Yasunari (1979) cho thấy hoạt động của
dải hội tụ nhiệt đới có quan hệ gần với dao động nội mùa của hoàn lưu gió mùa. Nitta
(1987) cũng chỉ ra là sóng Rossby sinh ra bởi nguồn nhiệt vùng nhiệt đới có có liên

quan đến dao động nội mùa và dị thường khí áp từ Đơng Á tới tây bắc Thái Bình
Dương trong suốt mùa hè có nhiệt độ bề mặt biển (SST) ấm là kết quả của q trình lan
truyền sóng Rossby. Theo Ose (1998), nguồn nhiệt đối lưu được phân bố từ vùng biển
Ấn Độ tới vùng tây bắc Thái Bình Dương sẽ dẫn đến phát sinh những vịng hồn lưu
quanh front Baiu. Kodama (1999) cũng cho thấy front Baiu có liên quan đến nguồn
nhiệt của vùng nhiệt đới bắc bán cầu.
Zhang và các đồng tác giả (2002) cho rằng có bốn hệ thống thời tiết ảnh hưởng
đến front Meiyu đó là: Áp cao cận nhiệt đới tây Thái Bình Dương, gió mùa tây nam,
khối khí lạnh từ phía Bắc và áp thấp Nam Á. Vì thế, cấu trúc ngang của front Meiyu
khơng chỉ là vùng có gradient  e lớn, các đường đứt gió giữa dịng gió mùa Tây Nam
và dịng gió Đơng ở tầng đối lưu thấp mà cịn có các hệ thống hồn lưu quy mơ lớn liên
quan đến front Meiyu và các hệ thống mây trong front Meiyu. Vào đầu hè, khi cao áp
cận nhiệt di chuyển về phía tây và mạnh lên trên lục địa Trung Quốc, nhiệt độ tầng đối
lưu tăng lên và độ ẩm giảm xuống ở rìa cao áp cận nhiệt nguyên nhân là do các dịng
giáng đoạn nhiệt. Khi dịng gió mùa Tây Nam ẩm gặp dịng khí giáng khơ, một vùng
chuyển tiếp ẩm rõ nét được hình thành. Vùng chuyển tiếp này được xem như là front
Meiyu.
Hình 3 biểu diễn các nhân tố tạo nên front Meiyu theo Sampe và Xie (2010).
Theo đó, gió tầng đối lưu giữa (mũi tên nhỏ màu xanh) đã vận chuyển khối khí nóng từ
vùng phía nam cao nguyên Tibet (vùng oval màu đỏ) đến front Meiyu. Bình lưu nóng ở
miền trung Trung Quốc và Nhật Bản (màu cam) đã làm tăng cường chuyển động thăng
dọc theo dòng xiết. Sự bất ổn định đối lưu (những đám mây trong hình màu cam) được
duy trì bởi lượng ẩm từ dịng gió nam mực thấp (các mũi tên màu đen). Dịng xiết gió
tây mực cao (mũi tên lớn màu xanh) là đường dẫn cho các nhiễu động thời tiết trong

10


tầng đối lưu giữa lan truyền sang phía đơng, tạo dịng thăng và sự bất ổn định khí
quyển.

Hình 3: Sơ đồ biểu diễn các nhân tố tạo nên front Meiyu (Sampe và Xie 2010).
Hình 4 mơ tả các điều kiện synop nơi mà front Meiyu ở Trung Quốc và Baiu ở
Nhật Bản được hình thành theo Ninomiya và Shibagaki (2007). Trong mơ hình này,
khái niệm dải mây BMF bao gồm: một hệ thống mây quy mô cận synop liên quan đến
nhiễu động quy mô cận synop trong front BMF (được chỉ ra bởi S) và một vài hệ thống
mây quy mô vừa α (~1000 km). Thấp lạnh và sống chặn ở vĩ độ trung bình và cao áp
cận nhiệt tây Thái Bình Dương đều có ảnh hưởng lớn tới hệ thống mây BMF, nhưng
ảnh hưởng lớn hơn cả là thấp lạnh trên Baiu (phần phía đơng). Dịng gió mùa cận nhiệt
và gió mùa nhiệt đới có ảnh hưởng quan trọng đến Meiyu trên Trung Quốc. Các hàng
mũi tên đậm và nhạt lần lượt thể hiện trục gió cực đại ở mực 500 và 850 hPa. Các rãnh
sóng ngắn lan truyền dọc theo đới gió cực đại ở phía bắc kết hợp với rãnh sóng ngắn
trong đới front BMF dưới ảnh hưởng của thấp lạnh dẫn đến sự phát triển của một nhiễu
động quy mơ cận synop. Sau đó, một vài cụm mây quy mơ vừa α hình thành dọc theo
phần đuôi của hệ thống mây quy mô cận synop. Như vậy, một hệ thống mây qui mơ
cận synop có độ dài cỡ 2000 km và một vài hệ thống mây qui mơ vừa α được hình
thành dọc front BMF.

Hình 4: Mơ hình khái niệm về đới mây front BMF (Ninomiya và Shibagaki 2007).

11


1.5.

Các nhân tố tác động đến front Meiyu – Baiu

1.5.1. Vai trị của địa hình
Địa hình là ngun nhân của những hồn lưu địa phương và từ đó đóng một vai
trị quan trọng trong việc hình thành những kiểu khí hậu khu vực cụ thể. Front Meiyu

tồn tại chủ yếu là dọc theo thung lũng sông Trường Giang (Changjiang hay Yangtze),
kéo dài từ rìa phía đơng cao ngun Tibet cho đến phía tây quần đảo Nhật Bản. Vào
các tháng đầu hè, front Meiyu hình thành và hoạt động xuống tận vĩ độ 20°N, có cấu
trúc như một front cực do khối khí lạnh phía bắc cịn mạnh, có khả năng thâm nhập sâu
về phía nam. Vào tháng Sáu và Bảy, khi dịng gió mùa tây nam khống chế thời tiết ở
khu vực Đơng Á, front được hình thành phía bắc thung lũng sơng Trường Giang, nơi
có địa hình tương đối thấp hơn so với phía nam dịng sơng này.
Nhiều nhà khí tượng nghiên cứu ảnh hưởng của cao nguyên Tibet tới gió mùa
mùa hè Châu Á. Yanai (1992) cho rằng hồn lưu gió mùa bị ảnh hưởng mạnh bởi các
thơng lượng hiển nhiệt và ẩn nhiệt của cao nguyên này. Nakamura và Hasegawa (1986)
sử dụng mơ hình phổ của Nhật Bản và cho thấy ảnh hưởng quan trọng của cao nguyên
Tibet là nó làm ngăn chặn sự xáo trộn của khối khí nóng ẩm phía nam và khối khí lạnh
ở phía bắc của Trung Quốc, để ngăn chặn sự phát triển của bất ổn định tà áp, kết quả là
front BMF hầu như không di chuyển.
Một điểm thú vị khác của front Meiyu là sự khác nhau về vị trí cũng như hệ quả
gây mưa khi đi qua đảo Đài Loan. Với địa hình phức tạp của Đài Loan, các hệ thống
núi thường tương tác với hệ thống front gây ra mưa địa hình rất lớn (Kuo và Chen
1990). Dãy núi trung tâm đóng vai trị như một rào chắn các dịng khí trước và sau
front và bị ảnh hưởng bởi hoàn lưu địa phương. Front Meiyu bị chia thành hai phần khi
nó đi qua bắc Đài Loan. Sự di chuyển của phần phía đơng dọc theo bờ biển thì nhanh
hơn phần phía tây. Hầu hết phần phía tây của Đài Loan thể hiện đối lưu mạnh mẽ với
mưa lớn trong khi đó phần phía đơng, đối lưu lại bị yếu đi và có lượng mưa nhỏ (Trier
và các đồng tác giả 1990).

12


Hình 5: Vị trí của front Meiyu khi đi qua
Đài Loan vào các thời điểm 00z và 12z từ
ngày 10 đến ngày 12/06/2000 (Yeh và các

đồng tác giả 2002).

1.5.2. Vai trị của dịng xiết gió tây trên cao
Các kết quả nghiên cứu của Sampe và Xie (2010) cho thấy là dịng gió nam mực
thấp và dịng xiết gió tây ở tầng đối lưu giữa là những nhân tố quan trọng quyết định sự
hình thành của front BMF. Nghiên cứu này cho thấy mối quan hệ giữa bình lưu nóng
bởi dịng gió tây và chuyển động thăng dọc dải mưa BMF vào cuối tháng Năm đến
tháng Tám trong tầng đối lưu giữa (Hình 10).

Hình 10: (a): Bình lưu nhiệt độ trên mực
500 hPa (đường đen) và tốc độ thẳng đứng
(màu); (b): vector gió, tốc độ gió (đường
trắng cách nhau 4m/s) và nhiệt độ mực
500 hPa (màu); (c): bình lưu ngang của độ
ẩm riêng mực 925 hPa (đường liền nét
màu đen) và thông lượng ẩm (màu)
(Sampe và Xie 2010).

13


Trong cân bằng nhiệt động học thì mối quan hệ này được giải thích như sau:
theo dịng dẫn gió tây, khối khơng khí nóng từ sườn phía đơng của cao nguyên Tibet
tăng từ từ trên bề mặt đẳng entropy. Bình lưu nóng tại sườn phía đơng của cao ngun
Tibet sẽ kích thích đối lưu qua phần đơng nam Trung Quốc phát triển dọc dịng xiết
gió tây. Bên cạnh đó, theo các kết quả của mơ hình tà áp tuyến tính thì đối lưu Meiyu
làm tăng bình lưu nóng và thúc đẩy đối lưu trong dải mưa Baiu qua phía đơng của Nhật
Bản (Hình 11, Hình 12).

Hình 11: (a)-(d): mơ hình tà áp tuyến tính với tâm nguồn nhiệt đặt tại 29oN và 115oE.

(a): áp suất bề mặt và gió tại mực 900 hPa; (b): tốc độ dòng thăng mực 500 hPa; (c):
bình lưu nhiệt theo phương ngang mực 500 hPa; (d): gió và nhiệt độ tại mực 500 hPa
với trường nền tháng Sáu; (e), (f) tương tự như (a), (b) nhưng với tâm nguồn nhiệt đặt
tại 30oN và 131oE (Sampe và Xie 2010).

14


Ở vùng cận nhiệt đới, tổng của bình lưu nhiệt theo phương ngang và q trình
trao đổi nhiệt với mơi trường xung quanh gần bằng với bình lưu nhiệt thẳng đứng
(Rodwell và Hoskins 1996). Bình lưu nóng sẽ tạo điều kiện cho chuyển động thăng và
quá trình đối lưu phát triển, bên cạnh đó dịng thăng cũng được tăng cường bởi nguồn
nhiệt do quá trình ngưng tụ. Sự tăng cường trao đổi nhiệt của chuyển động thăng dọc
dải mưa BMF từ Trung Quốc đến phía đơng của Nhật Bản sẽ tạo điều kiện cho bất ổn
định đối lưu trong tầng đối dưới. Chuyển động thăng của dải BMF qua Trung Quốc và
phía tây Nhật Bản là lớn hơn so với chuyển động thăng do bình lưu nóng gây nên, điều
này cũng phù hợp với độ ẩm cao ở bề mặt và bất ổn định đối lưu. Nhiều nghiên cứu
cho kết quả là bình lưu nóng tại tầng đối lưu giữa chính là nhân tố chính quyết định vị
trí, thời gian tồn tại của dải mưa BMF, trong khi đó quá trình đối lưu góp phần làm
tăng cường lượng mưa và chuyển động thăng trong front BMF.

Hình 12: Tương tự Hình 11 nhưng với trường nền là tháng Tám (Sampe và Xie 2010).

15


Như ta đã biết thì sự bốc hơi tại các bề mặt khác nhau sẽ tạo điều kiện làm tăng
cường đối lưu phát triển. Tuy nhiên theo nghiên cứu của Sampe và Xie (2010) thì dịng
xiết gió tây cũng chính là nguyên nhân làm tăng cường đối lưu của front BMF và là
dòng dẫn đường cho các nhiễu động qui mơ vừa di chuyển theo dịng trung bình trong

khu vực front Meiyu. Ngoài ra, độ bất ổn định đối lưu lớn cùng với chuyển động thăng
xảy ra với tần suất nhiều hơn trong dải mưa BMF. Do vậy, sự sắp xếp của dịng xiết
gió tây mực đối lưu giữa và dải mưa BMF không chỉ là sự trùng hợp ngẫu nhiên mà
cịn phản ánh q trình động lực của dải mưa. Dịng xiết duy trì là do bình lưu nóng và
các nhiễu động qui mơ vừa mà nó mang tới.
1.5.3. Vai trị của các nhiễu động qui mơ vừa
Những nghiên cứu của Ding (1992) cũng cho thấy mưa lớn trong suốt thời gian
Meiyu chủ yếu được tạo ra bởi các nhiễu động quy mô vừa α và β. Những nhiễu động
này nằm bên trong và lan truyền dọc theo dải mây BMF hoặc đới front dài hàng nghìn
kilomet. Hệ thống quy mơ vừa α trong suốt thời kì Meiyu có thể được phân thành hai
loại: đường đứt trên lưu vực sơng Trường Giang và xốy mực thấp. Đường đứt trên lưu
vực sông Trường Giang (112-120oE, 30-35oN) là một hệ thống synop quan trọng, có
thể tạo ra mưa lớn trong vùng này (Chen 2004). Có ít nhất hai loại xốy mực thấp tạo
ra mưa lớn trong suốt mùa Meiyu. Một là xốy tây nam, nó được tạo ra ở sườn khuất
gió của cao ngun Tibet và có xu hướng khơng di chuyển nếu khơng có dịng xiết trên
cao dẫn đường ra khỏi vùng Tứ Xuyên. Sau khi được dẫn ra khỏi vùng, xốy tây nam
di chuyển hướng đơng dọc theo đường đứt trong hầu hết các trường hợp và di chuyển
hướng đông bắc hoặc đông nam trong một số trường hợp (Hình 13). Một loại xốy
thấp khác là xốy thuận quy mơ trung gian hình thành dọc theo front Meiyu với quy
mô ngang 1000 – 3000 km (Ninomiya và Murakami 1987). Từ quan điểm synop,
nguồn gốc và sự phát triển của xoáy tây nam cần đáp ứng hai yêu cầu: (1) sự tồn tại
của dịng khơng khí từ phía nam mạnh thổi qua sườn phía đơng của cao ngun Tibet
đến lưu vực Tứ Xun. Gió từ phía nam vận chuyển khơng khí nóng ẩm tới sườn phía
đơng của cao ngun và lưu vực Tứ Xuyên cung cấp nguồn nhiệt lớn cho giáng thủy và
giải phóng ẩn nhiệt. (2) cần một cơ chế kích hoạt cần thiết. Hầu hết rãnh áp thấp đi qua
cao ngun có thể đóng vai trị kích hoạt xốy tây nam. Từ quan điểm vùng, địa hình
của cao ngun Tibet có vai trị cực kì quan trọng. Cũng theo nghiên cứu của Yasunari

16

và Miwa (2006) thì sự xuất hiện của xốy thuận rìa cao nguyên Tibet cũng giống như
sự tương tác giữa các sóng hướng tây vĩ độ trung bình với qui mô thời gian khoảng hai
tuần một lần qua cao nguyên Tibet và dao động chu kỳ ngắn hơn của rãnh gió mùa qua
lục địa Ấn Độ với chu kỳ 4 đến 7 ngày. Các xốy này gây ra dịng xiết mực thấp cùng
với luồng ẩm cuốn vào phía đơng của nó, điều này sẽ kích thích sự phát triển của hệ
thống mây qui mô vừa α gắn với front Meiyu qua Trung Quốc.

Hình 13: Trường độ cao địa thế vị và vector
gió (đơn vị: m/s) hàng ngày thể hiện những
nhiễu động tại mực 850 hPa trong suốt giai
đoạn Meiyu từ ngày 29/06-01/07/1999. C3
chỉ xoáy tây nam gây ra mưa lớn trên lưu
vực sông Trường Giang (Ding và đồng tác
giả 2001)
1.6.

Các đặc điểm về mưa Meiyu

1.6.1. Sự phân bố của dải mưa Meiyu
Các dải mưa có hướng tây đến tây nam và đông đến đông bắc cùng với sự tồn
tại của đường đứt gió trên mực 850 hPa hoặc front. Từ ngày 01/05 đến 30/06, khoảng
200 ngày trong vòng 10 năm được đưa ra để xác định dải mưa thì có khoảng 60% tần
suất dải mưa xảy ra trong tháng Sáu, 35% xảy ra trong tháng Năm, chỉ có 3 dải mưa
phát triển trước ngày 10/05 (Xu và các đồng tác giả 2009). Đặc biệt 80% dải mưa xảy
ra trong suốt thời kỳ từ ngày 11/05 đến 24/06. Phần lớn các dải mưa được hình thành
trong vùng từ 25 đến 30oN và lan truyền theo hướng đông nam xuống nam Trung Quốc,

17

Đài Loan hoặc biển Đông. Chen (1977, 1983) đã chỉ ra là front Meiyu phát triển trong
trường hội tụ gió giữa áp cao vùng ơn đới từ phía bắc và áp cao cận nhiệt đới từ phía
nam. Trung bình dải mưa Meiyu tồn tại từ 4 đến 5 ngày, trong đó cũng có trường hợp
đặc biệt kéo dài đến trên 10 ngày. Theo Chen (2006), một vài dải mưa di chuyển chậm
về phía tây bắc và sau đó xuống vùng biển Đông, trong trường hợp này các dải mưa
tồn tại qua nam Trung Quốc và Đài Loan sẽ gây ra mưa và lũ đặc biệt lớn. Sự kết hợp
giữa front Meiyu và các sóng ngắn sẽ gây mưa lớn ở Đài Loan. Trung bình có khoảng
7 dải mưa trong 1 năm (35%) qua vùng châu thổ sông Pearl, trong khi có khoảng 5 dải
mưa trong 1 năm (30%) qua Đài Loan.

Hình 14: Địa hình một số khu vực phía nam Trung Quốc. (1): Cao nguyên Vân Quý,
(2): Dãy núi phía nam Trung Quốc, (3): Núi Wuyi, (4): Châu thổ sông Pearl hoặc
CanTon, (5): Sơng Dương Tử, (6): Lịng chảo Sichuan.
1.6.2. Phân bố mưa
Cũng theo nghiên cứu của Xu cùng các đồng tác giả (2009) cho thấy, trung bình
khoảng 18 ngày trong 1 năm có dải mưa Meiyu ở nam Trung Quốc và Đài Loan. Trong
suốt thời kỳ mùa Meiyu, luợng mưa cực đại đo được là 500 mm ở vùng châu thổ sông
Pearl và chân cao nguyên Vân Quý. Hai điểm mưa cực đại khác cũng xảy ra tại núi
Wuyi và qua vùng tây nam của Đài Loan. Mưa trong dải mưa Meiyu chiếm khoảng
70% tổng lượng mưa trong mùa Meiyu với lượng mưa tập trung chính ở dải mưa hẹp,
khoảng 75% lượng giáng thủy rơi xuống ở dải có độ rộng 4o (Hình 15). Theo đó rõ
ràng là mưa diện rộng, thậm chí mưa lớn, có thể xuất hiện trên lãnh thổ Việt Nam. Đặc
biệt dông với lượng mưa lớn phần lớn được tạo và phát triển dọc đường hội tụ gần
front mực thấp nơi có lực tác động mạnh và độ ẩm dồi dào. Trong suốt quá trình di
chuyển của front Meiyu, dịng khí theo hướng tây nam nóng ẩm hoặc dịng xiết mực
thấp tác động đến các dãy núi phía nam Trung Quốc và trung tâm Đài Loan cung cấp
dòng thăng và độ ẩm dồi dào cho hệ thống đối lưu mới hoặc tăng cường giáng thủy.

18

Các cơ chế khác nhau của mưa lớn địa hình núi được giải thích bởi Li và Chen (1998),
đó là do địa hình chắn gió của vùng tây bắc Đài Loan và dòng thăng tạo ra do sự chặn
của các dãy núi hướng tây nam (Chen và đồng tác giả 2005). Ngồi ra sự hội tụ địa
phương cịn do sự tương tác giữa gió thịnh hành và gió từ biển thổi vào đất liền trong
sáng sớm qua vùng tây nam Đài Loan (Chen và các đồng tác giả 2005). Các dãy núi
thấp từ 400 đến 1000 m cũng đóng vai trò làm tăng cường giáng thủy ở cao nguyên
Vân Quý và các núi cao trên 2000 m ở Đài Loan.
Thời kỳ gián đoạn Meiyu chiếm hơn một nửa số ngày nhưng chỉ chiếm khoảng
30% lượng mưa mùa. Trong suốt thời kỳ gián đoạn, lượng mưa cực đại xảy ra ở chân
cao nguyên Vân Quý, lòng chảo Sichuan và lưu vực sông Trường Giang. Cũng trong
thời kỳ gián đoạn, trung tâm mưa cực đại qua Đài Loan trong mùa Meiyu cũng khơng
xuất hiện. Trung tâm mưa tới phía tây của CanTon (Quảng Châu) theo hướng tây bắc –
đông nam song song với dịng gió thịnh hành đơng nam trong mùa gián đoạn. Dịng gió
tây nam hoặc đơng nam yếu trong thời kỳ gián đoạn cũng có thể là ngun nhân khơng
xuất hiện lượng mưa cực đại tại Đài Loan. Trong lúc đó, trung tâm mưa ở lịng chảo
Sichuan có thể liên quan tới sự duy trì của các cơn dơng trong vịnh hoặc sự phát triển
của xoáy tây nam (Kuo 1986; Wang 1993). Tổng lượng mưa lớn trong suốt thời kỳ
thịnh hành dải Meiyu bằng hai lần so với thời kỳ gián đoạn.

Hình 15: Lượng mưa tích lũy trung bình 10 năm (1998 – 2007). (a): thời kỳ 11 tháng
Năm đến 24 tháng Sáu; (b): thời kỳ Meiyu; (c): cùng thời kỳ với (b) nhưng trong phạm
vi 4o và (d): thời kỳ gián đoạn (Xu cùng đồng tác giả 2009)

19


Như vậy, các nghiên cứu của các tác giả trên thế giới gợi ra một số vấn đề cần
lưu ý đối với các nghiên cứu về gió mùa mùa hè ở Việt Nam. Thứ nhất, front BMF có

ảnh hưởng tới khu vực gió mùa mùa hè Ấn Độ, nơi nằm xa hơn rất nhiều so với Việt
Nam kể từ vị trí trung bình khí hậu của front, và đã được nghiên cứu chi tiết. Thứ hai,
theo thống kê của các tác giả thì rất nhiều trường hợp front Meiyu hình thành và di
chuyển qua vĩ tuyến 20oN đến Việt Nam, ít nhất gây ảnh hưởng trực tiếp đến thời tiết
miền bắc Việt Nam. Tuy nhiên, các nghiên cứu về front Meiyu và ảnh hưởng của nó
hầu như chưa có ở Việt Nam. Thứ ba, theo các nghiên cứu được đề cập đến trong
chương này thì hai cấu thành quan trọng của front Meiyu là dòng xiết mực thấp và
dòng vận chuyển ẩm cung cấp cho front đều có thể đi ngang qua Đơng Dương trong đó
có Việt Nam. Ngồi ra, xốy tây nam và dịng xiết trên cao khơng phải là đối tượng
synop khơng có khả năng ảnh hưởng đến Việt Nam. Chính vì thế mục tiêu chính của
luận văn là có những trả lời bước đầu cho câu hỏi liệu thời tiết Việt Nam có bị ảnh
hưởng bởi front BMF hay khơng? Nếu có thì nhân tố chính có thể là gì? Vai trị của
dịng xiết trên cao là như thế nào? Trong luận văn này không đặt vấn đề dự báo định
lượng mưa bằng mơ hình số khi front BMF thịnh hành, mặc dù các kết quả của nó có
thể tham khảo rất tốt cho cơng tác dự báo.

20


CHƯƠNG II. CẤU HÌNH MƠ PHỎNG SỐ VÀ NGUỒN SỐ LIỆU
2.1. Giới thiệu về mơ hình RAMS
Mơ hình RAMS ((Regional Atmospheric Modeling System) được trường Đại
học bang Colorado (CSU) kết hợp với ASTER divsion- thuộc Mission Research
Corporation phát triển đa mục đích. Đây là một mơ hình dự báo số mơ phỏng hồn lưu
khí quyển với qui mơ từ mơ phỏng hay dự báo tồn cầu cho đến các mơ phỏng xốy
lớn của lớp biên khí quyển hành tinh. Mơ hình thường được sử dụng nhiều nhất để mơ
phỏng các hiện tượng khí quyển qui mơ vừa (2-2000 km) với các mục đích khác nhau,
từ dự báo thời tiết nghiệp vụ đến các ứng dụng để mô phỏng, quản lý chất lượng mơi
trường khơng khí. RAMS cũng thường được sử dụng thành công với các độ phân giải
cao hơn mô phỏng các xốy trong lớp biên khí quyển (10-100 m phân giải lưới ngang),

mơ phỏng dịng chảy xung quanh các toà nhà cao tầng (1 m phân giải lưới ngang) cho
đến các mơ phỏng số trực tiếp cho buồng khí động (1 cm phân giải lưới ngang).
Khái niệm RAMS đã được đưa ra đầu thập kỷ 80 tại CSU bằng cách phối hợp 3
mơ hình: mơ hình mây/qui mơ vừa CSU (Tripoli và Cotton, 1982), mơ hình mây thuỷ
tĩnh (Tremback, 1990), và mơ hình gió đất biển (Mahrer và Pielke, 1977). Sau đó khi
máy tính với các cấu hình ngày càng mạnh thì mã nguồn của RAMS được viết lại.
Phiên bản đầu tiên được đưa ra vào năm 1988 (Version 0a), sau đó phiên bản 2c được
sử dụng rộng rãi vào năm 1991.
Một phát triển rất quan trọng của RAMS đã tiếp thu tất cả những ưu việt của
tính tốn song song hiện đại. Phiên bản RAMS tính tốn song song đầu tiên được phát
triển tại CSU năm 1991. Khi đó kỹ thuật giao diện truyền dữ liệu (MPI-Message
Passing Interface) chưa phát triển do vậy máy song song ảo (PVM-Parallel Virtual
Machine) đã được sử dụng cho khối truyền dữ liệu. Một phiên bản hoàn thiện nhất
được đưa ra năm 1994 hỗ trợ cho MPI, sau đó phiên bản nghiệp vụ RAMS song song
được cài đặt tại Trung tâm Nghiên cứu Vũ trụ Kennedy (KSC-Kennedy Space Center)
vào năm 1995. Từ năm 1998 đến nay RAMS được ứng dụng để mô phỏng bầu khí
quyển các hành tinh trong hệ mặt trời tại KSC.
Mơ hình RAMS được phát triển gồm 3 khối chính:
 Một mơ hình khí quyển mơ phỏng các bài tốn khí tượng cụ thể.
 Một khối xử lý các quá trình ban đầu hố sử dụng các trường phân tích

21


và số liệu quan trắc.
 Một khối xử lý hậu mô phỏng và hiển thị đồ họa sử dụng các file kết quả
của mơ hình.
Một số ưu điểm và đặc trưng kỹ thuật cốt lõi của RAMS có thể tóm tắt như sau:
Mơ hình có thể chạy trên các hệ thống khác nhau như UNIX, LINUX, NT với
mã nguồn được viết chủ yếu bằng ngôn ngữ FORTAN 90 sử dụng tính năng cấp phát

bộ nhớ động cho phép sử dụng có hiệu quả tài ngun máy tính, đặc biệt là các bài toán
lớn. Một số thao tác vào/ra được viết bằng ngơn ngữ C.
Khả năng áp dụng của mơ hình là rất rộng: từ các mô phỏng trong các buồng khí
động lực đến các bài tốn khí tượng trên miền hạn chế và thậm chí cả các bài tốn dự
báo tồn cầu. Điều này phụ thuộc mục đích của người sử dụng và năng lực máy tính.
RAMS cho phép nhiều lưới lồng nhau do đó mơ tả được ảnh hưởng của các q
trình qui mơ nhỏ mang tính địa phương cần mô phỏng. Tương tác giữa các lưới là
tương tác hai chiều, nội suy từ lưới thô về biên lưới tinh sử dụng hàm nội suy bậc hai.
Kỹ thuật lưới lồng là một kỹ thuật mới không chỉ đối với các bài tốn khí tượng mà với
cả các bài tốn cơ học chất lỏng nói chung. Tuy nhiên càng áp dụng nhiều lưới lồng thì
càng cần máy tính mạnh, với các nước phát triển thường sử dụng siêu máy tính.
Điều kiện biên của mơ hình được cập nhật theo thời gian với bước thời gian cập
nhật tuỳ ý lấy từ kết quả phân tích tồn cầu cho phép mơ tả ảnh hưởng của q trình
quy mơ lớn đến miền dự báo hạn chế. Hàm nội suy điều kiện biên theo thời gian là
hàm bậc hai sử dụng hai trường phân tích, dự báo tồn cầu liên tiếp, trong các tình
huống thực tế các trường thường cách nhau 3 hoặc 6h.
Bước tích phân theo thời gian có nhiều phương án lựa chọn khác nhau do vậy có
thể chọn được một bước thời gian thỏa hiệp giữa yêu cầu về độ ổn định tính tốn của
mơ hình và u cầu thời gian tích phân của một bài tốn thời gian thực. Bước tích phân
cũng có thể tự động xác định bảo đảm sự ổn định tuyệt đối khi chạy mơ hình.
Số liệu của các trạm cao không cũng như các trạm thời tiết mặt đất trong miền
tích phân có thể được sử dụng trong q trình ban đầu hóa. Đây là một đặc điểm rất ưu
việt của mơ hình nhằm nâng cao độ chính xác của kết quả dự báo, đặc biệt là khi miền
tính có mặt trải dưới phức tạp, độ cao địa hình thay đổi nhanh và tại thời điểm ban đầu
khí quyển tồn tại các nhiễu động mạnh...

22


Phần hiển thị đồ hoạ có thể sử dụng các phần mềm khác nhau được phát triển

trong thời gian gần đây như NCAR, GRADS, DRIB và VIS5D... cho phép tạo ra các
hình vẽ sinh động dễ hiểu, dễ phân tích.
Các đặc trưng trên đã làm cho RAMS có khả năng dự báo với độ chính xác hứa
hẹn đồng thời vẫn bảo đảm khả năng ứng dụng mềm dẻo của mô hình. Để biết thêm
chi tiết, có thể tham khảo tại Website .
2.2. Cấu hình miền tính
Trong các nghiên cứu, mơ hình RAMS được sử dụng với tâm miền tính đặt tại
35oN và 108oE, sử dụng phép chiếu cực. Cấu hình miền tính bao gồm 207 x 161 điểm
lưới theo phương vĩ tuyến và kinh tuyến với 30 mực theo phương thẳng đứng. Khoảng
cách giữa các điểm lưới ngang là 45 km. Lớp dưới cùng dày 100 m, độ dày các lớp tiếp
theo bằng độ dày lớp ngay sát bên dưới nhân với 1,15. Khi độ dày lớp đạt 1200 m, các
lớp tiếp theo đó sẽ được gán bằng 1200 m. Bước thời gian tích phân là 30 giây, các sơ
đồ tham số hóa đối lưu và sơ đồ bức xạ được kích hoạt 5 phút một lần. Sơ đồ tham số
hóa đối lưu là sơ đồ Kain-Fritsch do TS. Nguyễn Minh Trường và các ĐTG (2009) cải
tiến. Miền tính này bao phủ toàn bộ lãnh thổ Việt Nam, lục địa Trung Quốc, Hàn Quốc,
Nhật Bản, vừa chứa đựng khu vực hình thành front Meiyu – Baiu, vừa tính đến ảnh
hưởng của hoàn lưu các hệ thống lớn như áp cao cận nhiệt đới và hồn lưu gió mùa
Tây Nam vào mùa hè, thổi từ áp cao nam bán cầu vượt qua xích đạo vào khu vực Đơng
Nam Á.

Hình 2.2.1 : Cấu hình miền tính mơ phỏng địa hình

23


2.3. Điều kiện biên và điều kiện ban đầu
Mơ hình được ban đầu hóa sử dụng số liệu tái phân tích NCAR-NCEP của
NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration). Bộ số liệu này bao gồm
nhiệt độ khí quyển, độ ẩm tương đối, độ cao địa thế vị, trường gió kinh hướng và vĩ
hướng được cho trên 17 mặt đắng áp với độ phân giải ngang 2,5o x 2,5o. Các điều kiện

biên trong q trình tích phân được cập nhật 6 giờ một lần cũng sử dụng các trường tái
phân tích này. Nhiệt độ mặt nước biển sử dụng cho ban đầu hóa mơ hình là nhiệt độ
mặt nước biển trung bình tuần với độ phân giải 1o x 1o, được lấy từ Website:
Ơ lưới đầu tiên có trung tâm 0.5o E 89.5o S, các điểm trung tâm di chuyển về phía đơng tới 359,5o E, sau đó di chuyển về
phía bắc tới 89,5o N.
2.4. Trường tái phân tích của một số trường hợp mô phỏng front Meiyu
2.4.1. Trường hợp 1: Năm 2003
Hình 2.4.1 đưa ra bản đồ phân tích trường nhiệt độ và độ ẩm (bên trái) và vecto
gió và độ cao địa thế vị (bên phải) mực 700 hPa lúc 12 UTC từ ngày 14 đến
19/05/2003. Mặc dù các đường đẳng áp khá thưa nhưng cũng có thể nhận thấy một dải
front bên trên vĩ độ 25oN bắt đầu hình thành trong ngày 15, duy trì trong ngày 16 và
17, đến ngày 18 và 19 bắt đầu suy yếu và tan rã dần. Độ ẩm khơng khí tương đối trong
những ngày tồn tại dải front khá dồi dào.

24