(Luận án tiến sĩ) nghiên cứu mô phỏng mưa đối lưu bằng mô hình rams cho khu vực trung bộ luận án TS khí tượng học62 44 87 01

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

nguyễn minh trờng

nghiên cứu mô phỏng ma đối lu bằng
mô hình rams cho khu vực trung bộ

luận án tiến sĩ ngành khí tợng

H Nội - 2008


đại học quốc gia hà nội
trờng đại học khoa học tự nhiên
-----***----Nguyễn Minh Trờng

nghiên cứu mô phỏng ma đối lu bằng
mô hình rams cho khu vực trung bộ

Chuyên ngành: Khí tợng học
MÃ số: 62.44.87.01

luận án tiến sĩ ngành khí tợng
ngời hớng dẫn khoa học
GS.TS. Trần Tân Tiến

Hà Nội - 2008


mục lục

Trang
Trang phụ bìa

1

Lời cam đoan

2

Lời cảm ơn

3

Mục lục

4

Danh mục các ký hiệu và chữ viết tắt

7

Danh mục các bảng

9

Danh mục các hình vẽ và đồ thị

10

Mở đầu

15

Chơng i

Tổng quan về dòng, mây và ma trên địa

20

hình núi
1.1

Dòng trên địa hình núi

20

1.1.1

Động lực học dòng trên núi đơn

20

1.1.2

Dòng trên dÃy núi có dạng hình sin

24

1.2

Mây và ma trên địa hình núi

26

1.2.1

Mây địa hình

26

1.2.2

Ma trên địa hình núi

35

Chơng 2

Một số sơ đồ tham số hoá đối lu dùng

46

trong mô hình qui mô vừa
2.1

Sơ đồ Kuo

48

2.2

Sơ đồ Fritsch-Chappell

51

2.2.1

Bài toán tham số hoá

51

2.2.2

Mô hình mây

52

2.2.3

Một ví dụ về sơ đồ Fritsch-Chappell

59

2.3

Sơ đồ Tiedtke

60

2.3.1

Các phơng trình qui mô lớn

60

2.3.2

Mô hình mây

61

2.3.3

Một ví dụ về sơ đồ Tiedtke

66

4


2.4

Một số sơ đồ và kết quả nghiên cứu khác

67

Chơng 3

Cải tiến sơ đồ kain-fritsch cho mô hình qui

73

mô vừa rams
3.1

Giới thiệu về mô hình RAMS

73

3.2

Một số đặc trng toán-lý của mô hình RAMS

75

3.2.1

Hệ các phơng trình cơ bản

75

3.2.2

Sai phân thời gian

76

3.2.3

Tham số hoá các quá trình vật lý

78

3.2.4

Điều kiện biên

80

3.2.5

Lới lồng

81

3.2.6

Ban đầu hoá địa hình

83

3.3

Sơ đồ Kain-Fritsch gốc

85

3.3.1

Hàm kích hoạt đối lu

86

3.3.2

Dòng thăng đối lu ẩm

87

3.3.3

Dòng giáng đối lu ẩm

88

3.3.4

Hoàn lu bồi hoàn

89

3.3.5

Khép kín đối lu

90

3.4

Cải tiến sơ đồ Kain-Fritsch

90

Chơng 4

Một số kết quả tính toán cho khu vực

99

trung bộ
4.1

Mô phỏng lý tởng hoá

99

4.1.1

Thực nghiệm số

99

4.1.2

Trờng ma

100

4.1.3

Đốt nóng đối lu

103

4.1.4

Phân tích nhân tố

105

4.2

Thực nghiệm số mô phỏng sự kiện thực

106

4.3

Hình thế synốp và số liệu đo đạc

109

4.4

Mô phỏng hoàn l−u qui m« lín

115

4.5

M−a m« pháng

116

5


4.6

Tơng tác đối lu-qui mô lớn, nguyên nhân của sự cải tiến

121

chất lợng
Kết luận

130

Danh mục công trình khoa học của tác giả liên quan

132

đến luận án
133

Tài liệu tham khảo

6

Danh mục các ký hiệu v chữ viết tắt
A

Diện tích ô lới

Ad

Diện tích dòng giáng

AE

Diện tích môi trờng của mây đối lu

Au

Diện tích dòng thăng

ABE

Năng lợng nổi hiệu dụng

ADV

Bình lu

AOR

Ma đo đạc tích luỹ

B

Lực nổi

CAPE

Năng lợng đối lu tiềm năng

CASR

Ma đối lu tích luỹ mô phỏng

CIN

Năng lợng cản đối lu

CISK

Bất ổn định có điều kiện loại 2

CPS

Sơ đồ tham số hoá đối lu

CSU

Đại học Tổng hợp bang Colorado

CT

Đỉnh mây

D

Dòng cuốn ra

DMF

Thông lợng khối lợng dòng giáng

ĐTG

Đồng tác giả

E

Dòng cuốn vào

ETL

Mực cân bằng nhiệt độ

Fr

Số Froude

GFU

Dòng thăng front gió giật

k

Số sóng ngang hoặc mực mô hình

l

Tham số Scorer

LCL

Mực ngng kết nâng

LFC

Mực đối lu tự do

LFS

Mực giáng tự do

LLJ

Dòng xiết mực thấp

7


M

Thông lợng khối lợng

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 trờng, Hoa Kỳ

NG

Lới con

NOAA

Cơ quan quản lý Khí quyển và Đại dơng, Hoa Kỳ

Nw

Tần số Brunt-Vaisala ẩm

ODEP

Plume một chiều có dòng cuốn vào

PBE

Năng lợng nổi tiềm năng

PDB

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

PG

Lới mẹ

Q

Tốc độ đốt nóng/làm lạnh

RAMS

Hệ thống mô hình hoá khí quyển khu vực

RASR

Ma qui mô lới tích luỹ mô phỏng

RH

Độ ẩm tơng đối

SST

Nhiệt độ mặt nớc biển

TAMEX

Thực nghiệm qui mô vừa khu vực Đài Loan

TASR

Ma tích luỹ mô phỏng

TF

Hàm kích hoạt đối lu

TKE

Động năng rối

TMI

Số liệu ma đo bằng vi sóng

TRMM

Chơng trình đo ma nhiệt đới

Tu

Nhiệt độ dòng thăng

U

Tốc độ dòng nền

UMF

Thông lợng khối lợng dòng thăng

USL

Lớp nguồn đối lu

UTC

Hệ tọa độ thời gian phổ thông

c

Qui mô thời gian đối lu

8


Danh mục các bảng
Trang
Bảng 2.1

Sai số và bias cho các trờng nhiệt độ và độ ẩm trung bình

69

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).
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 tởng hoá.

99

Bảng 4.2

Bốn thực nghiệm số mô phỏng sự kiện ma lín ngµy 24-

106

26/11/2004.

9


Danh mục các hình vẽ v đồ thị
Trang
Hình 1.1

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

21

đờng dòng và xoáy ngang (phải) (Doyle và Durran, 2002).
Hình 1.2

Mặt cắt thẳng đứng của đờng dòng, xoáy ngang (vùng màu)

22

cho lớp đứt gió từ 4-7 km (a), và từ 2-4 km (b) (Doyle và
Durran, 2002).
Hình 1.3

Sóng lan truyền vào tầng bình lu (phải) và các vùng vỡ sóng

23

trong nửa dới tầng đối lu (trái dới) và tầng bình lu (trái
trên) thể hiện qua các đờng đẳng trị của nhiệt độ thế vị
(Leutcher và Volkert, 2000).
Hình 1.4

Đờng dòng trong dòng dừng vợt qua núi hình sin dài vô hạn

25

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

Hình 1.5

Đờng dòng của dòng dừng trên núi cô lập hình chuông khi so

29

sánh tơng đối với trạng thái của dòng: (a) núi hẹp, (b) núi có
bề rộng tơng đơng với tham số Scorer, và (c) là núi rộng,
vùng tối là nơi mây có thể xuất hiện (Durran, 1986b).
Hình 1.6

(a) Đờng dòng của dòng dừng trên núi cô lập hình chuông

30

cho trờng 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 (đờng liền), việc phân lớp gió
và nhiệt độ nh vậy thể hiện cấu trúc hai lớp bất liên tục của
tham số Scorer (Durran, 1986b).
Hình 1.7

Kết quả mô phỏng số cho dòng hai chiều đoạn nhiệt gây ra
sóng biên độ lớn. Bầu khí quyển đặc trng bởi một lớp kém ổn
định phía trên và một lớp ổn định hơn phía dới sóng khuất núi
bị "bẫy". Các đờng đẳng trị là nhiệt độ thế, vùng tối là nơi mà

10

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

33

sóng biên độ lớn. Trong trờng hợp này trạng thái nền có một
lớp tới hạn và hiện tợng vỡ sóng đà xảy ra. Các đờng 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).
Hình 1.9

Các trạng thái của dòng nớc nông vợt địa hình: (a) dòng trên

34

tới hạn (supercritical) ở mọi nơi; (b) dòng dới tới hạn
(subcritical) ở mọi nơi và (c) là dòng có bớc nhảy thủy lực
(hydraulic jump) (Durran, 1986a).
Hình 1.10

Cơ chế hình thành ma địa hình: (a) ma sờn đón gió trong

36

khí quyển ổn định, (b) ma địa hình trong khí quyển bất ổn
định, và (c) Ma địa hình gây ra bởi cơ chế mây nuôi dỡng

(Lin, 1993).
Hình 1.11

Mô hình tái sinh và lan truyền ổ đối lu. Bao gồm bốn giai

37

đoạn: (a) hình thành và duy trì dòng thăng trong front gió giậtGFU, (b) bình lu ở rìa của GFU đang phát triển, (c) ổ đối lu
đang phát triển c1 bị cắt rời khỏi GFU bởi dòng giáng bồi hoàn
phía ngợc 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).
Hình 1.12

Mặt cắt thẳng đứng của nhiệt độ thế (đờng liền mảnh), tốc độ

39

thẳng đứng (vùng mờ), lợng nớc ma (đờng liền đậm), và
biên của dòng mật độ (đờng chấm đậm) cho Fw = 0,208 vµ U
= 2,5 m s-1 (Chu vµ Lin, 2000).
Hình 1.13

Mặt cắt thẳng đứng của biên mây (đờng liền đậm), tốc độ

41

thẳng đứng (đờng mảnh liền- tốc độ dơng, nét đứt- tốc độ
âm), lợng nớc ma (vùng tối), và biên của dòng mật độ (nét
đứt đậm) sau 2 (a), 4 (b), 6 (c) vµ 8 (d) giê (Chu vµ Lin, 2000).
H×nh 1.14

Gièng H×nh 1.12 nh−ng víi U = 4,25 m s-1 (Chu và Lin, 2000).

43

Hình 1.15

Giống Hình 1.12 nhng víi U = 10 m s-1 (Chu vµ Lin, 2000).

44

11


Hình 2.1

(a) Cờng độ ma qui mô lớn (đờng đứt) và ma đối lu

59

(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 đờng tố cho
nhiệt độ thế tơng đơng và vector gió (sơ đồ Fritsch-Chappell,
Belair và các ĐTG, 1994).
Hình 2.2

(a) Lợng ma ngày lấy trung bình từ 1/6/1985 đến 1/5/1986

67

sử dụng sơ đồ Tiedtke. (b) Lợng ma phân tích sử dụng số
liệu khí hậu tơng ứng (Zhang 1995).
Hình 2.3

(a) Tổng sản phẩm ngng kết (đờng đứt, vẽ qua 0.5 g kg-1) và

68

tốc độ đốt nóng đối lu (®−êng liỊn vÏ qua 1 K h-1) tÝch l
theo chiỊu thẳng đứng lúc 03 UTC 11/6/1985. (b) Mặt cắt
thẳng đứng vuông góc với đờng tố cho nhiệt độ thế tơng
đơng và vector gió (sơ đồ Kain-Fritsch, Zhang và các ĐTG,
1994).
Hình 2.4

Tổng lợng ma tích luỹ tháng 7/1999 cho (a) sơ đồ Betts-

69

Miller-Jạnjic, (b) sơ đồ Kain-Fritsch, (c) sơ đồ Grell, và (d) số
liệu ma đo đạc phân tích sử dụng mạng thần kinh nhân tạo
(Gochis và các ĐTG 2002).
Hình 2.5

Hiệu nhiệt độ mô phỏng trung bình và quan trắc (trục hoành,
0

70

K) 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).
Hình 3.1

Định nghĩa trung bình theo phơng ngang của biến qui mô

94

lới dùng trong mô hình RAMS, theo Pielke (2001).
Hình 4.1

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

100

liệu tái phân tích NCEP-NCAR lúc 00 UTC ngày 24/11/2004.
Hình 4.2

Phân bố TASR 24 giờ (mm) cho mô phỏng lý t−ëng f0 (a), f2

101

(b), f1 (c), vµ f12 (d). Đờng đẳng trị vẽ cách nhau 10 mm.
Vùng tô đậm là địa hình (m).
Hình 4.3

Giống Hình 4.2, ngoại trừ vẽ cho RASR. Đờng đẳng trị vẽ

12

102


cách nhau 1,25 mm.
Hình 4.4

Mặt cắt thẳng đứng-vĩ hớng đi qua tâm miền tính cho vector

103

gió và tốc độ đốt nãng ®èi l−u sau 4 (a), 8 (b), 12 (c), 16 (d),
20 (e), và 24 (f) giờ tích phân cho trờng hợp f1. Các đờng
đẳng trị vẽ qua 8x10-4 K s-1.
Hình 4.5

Giống Hình 4.4, ngoại trừ vẽ cho trờng hợp f12.

104

Hình 4.6

(a) TASR do sơ đồ gốc với địa hình phẳng ( f0 ); (b) do địa hình

105

( f1 ); (c) do cải tiến sơ đồ ( f2 ); và (d) do sự tơng tác giữa địa
hình và cải tiến sơ đồ ( f12 ). Đờng đẳng trị vẽ cách nhau 10
mm.
Hình 4.7

Cấu hình miền tính cho mô phỏng sự kiện thực.

107

Hình 4.8

áp suất mặt biển và trờng gió mực 1000 mb khu vùc ViƯt

108

Nam lóc 00 UTC ngµy 24/11/2004. Số liệu tái phân tích NCEPNCAR.
Hình 4.9

Giống Hình 4.8, ngoại trõ vµo lóc (a) 12 UCT ngµy 24 vµ (b)

109

00 UTC ngày 25/11/2004.
Hình 4.10

ảnh mây vệ tinh lúc (a) 1125 UTC; (b) 2325 UTC ngµy 24; (c)

110

1125 UTC; vµ (d) 2325 UTC ngày 25/11/2004.
Hình 4.11

Địa hình lới 2 (m). Các ký hiệu + chỉ vị trí các trạm đo đạc

111

mặt đất.
Hình 4.12

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

112

48 (d) giờ, bắt đầu từ 00 UTC, 24/11/2004. Các con số là cực
đại tuyệt đối tại trạm Thợng Nhật (16,12N-107,68E).
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

114

trờng hợp I-all.
Hình 4.15

Phân bè cña TASR (mm), tÝch luü 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 ®å Kuo.

13

115


Hình 4.16

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

117

48 (d) giờ, bắt đầu từ 00 UTC, 24/11/2004. Các con số là cực
đại tuyệt đối. Trờng hợp I-ori.
Hình 4.17

Giống Hình 4.16, ngoại trừ trờng hợp I-tri.

118

Hình 4.18

Giống Hình 4.16, ngoại trừ trờng hợp I-cue.

119

Hình 4.19

Giống Hình 4.16, ngoại trừ trờng hợp I-all.

120

Hình 4.20

Phân bố RASR 48 giê (mm), tr−êng hỵp I-ori (a), I-tri (b), I-

121

cue (c), và I-all (d).
Hình 4.21

Ma mây dạng tầng tích luỹ TMI 48 giờ.

122

Hình 4.22

Trờng gió 500 mb mô phỏng lóc (a) 12 UTC ngµy 24; (b) 00

123

UTC; (c) 12 UTC ngày 25; và (d) 00 UTC ngày 26/11/2004.
Trờng hợp I-all.
Hình 4.23

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

124

giã, tèc ®é ®èt nãng ®èi l−u (®−êng liền, vẽ qua khoảng 2x10-3
K s-1), và tổng sản phẩm ngng kết (đờng 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, trờng hợp I-ori.
Hình 4.24

Giống Hình 4.23, ngoại trừ trờng hợp I-all.

125

Hình 4.25

Mặt cắt thẳng đứng-vĩ hớng qua điểm A và B trong Hình

127

4.20d cho vector gió và nhiễu động áp suất lúc 06 UTC,
25/11/2004, trờng hợp I-ori (a, b) và I-all (c, d).
Hình 4.26

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

128

4.20d lúc 06 UTC ngày 25/11/2004. Trờng hợp I-ori.
Hình 4.27

Giống Hình 4.26, ngoại trừ trờng hợp I-all.

14

129

Mở đầu
Đặt vấn đề
Trong những thập kỷ gần đây, các nhà khí tợng học trên thế giới đà thực
hiện rất nhiều nghiên cứu theo các hớng khác nhau để có đợc những hiểu biết đầy
đủ hơn các quá trình vật lý và động lực xảy ra trên các qui mô rất khác nhau của thời
tiết và ma đối lu. Trên cơ sở đó cải thiện chất lợng dự báo ma, đặc biệt là ma
lớn có khả năng gây lũ trên địa hình núi phức tạp. Việt Nam cũng không nằm ngoài
khuynh hớng này. Trớc tiên, có thể điểm qua, đó là các nghiên cứu về vi vật lý
mây xem xét việc tham số hoá bảo toàn vật chất và năng lợng trong quá trình
chuyển pha của nớc có thể áp dụng trong các mô hình mây. Bên cạnh đó, các
nghiên cứu về dông và quá trình đối lu trong dông cũng đạt đợc các kết quả rất
đáng kể, thông qua đó các nhà khí tợng có đợc cái nhìn rõ ràng hơn về cấu trúc
động lực, sự phát triển cũng nh di chuyển của các ổ dông.
ở các qui mô lớn hơn, các nhà mô hình hoá đà 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 lu, qua đó mô tả dòng cuốn vào-cuốn ra quanh biên mây, cũng nh
các đặc trng của dòng thăng và dòng giáng trong các mô hình dự báo thời tiết bằng
phơng 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 lu phù hợp với độ phân giải không gian và thời
gian của mô hình mà các tác giả định đa vào áp dụng. Tiếp theo đó, một bớc quan
trọng khác là thực hiện các mô phỏng số để tìm ra các u-nhợc điểm của các sơ đồ
tham số hoá đối lu.
Trong quá trình phát triển các nghiên cứu đối lu 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 lu riêng lẻ thì các phản ứng qui mô vừa đối với đối lu trở
thành các thành phần có qui mô lới của dòng và do vậy mối quan hệ giữa các quá
trình qui mô lới và qui mô đối lu trở nên hoàn toàn khác so với trờng hợp mô
hình có độ phân giải thô hơn. Thêm vào đó các giả thiết dùng để tham số hoá cấu

15


trúc thẳng đứng qui mô lới của quá trình đốt nóng và làm khô do đối lu thể hiện
qua các thành phần tơng ứng trong các phơng trình cho dòng trung bình cũng
khác khi độ phân giải ngang tăng lên, và thực tế cho thấy có nhiều hơn thành phần
ma dạng tầng gắn liền với các hệ thống đối lu đợc giải tờng minh.
Ngoài ra, ảnh hởng của địa hình đến cấu trúc động lực của dòng vợt địa
hình phức tạp cũng đà đợc nghiên cứu nhiều. Các kết quả thu đợc cho thấy biên
độ của các cỡng bức vợt địa hình, dị thờng 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 lu
trong dông đà 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 lu trên Đại Tây Dơng có lực nổi âm nhng 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 lu 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 Bé ViƯt Nam lµ mét vïng l·nh thỉ hĐp, chạy dọc theo bờ
Biển Đông trong khoảng vĩ tuyến 10,50N-200N, nơi thời tiết thờng xuyên bị chi
phối bởi các hoàn l−u nhiƯt ®íi biĨn cã ngn gèc trùc tiÕp tõ Biển Đông hay ngoài
khơi Tây Thái Bình Dơng, ví dụ nh 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 Trờng Sơn ở đây không cao lắm. Trong điều kiện hoàn lu thích hợp sự
hội tụ của dòng xuất phát từ biển nhiệt đới nóng ẩm có thể gây ra ma lớn dẫn đến
những trận lũ có cờng độ rất mạnh. Ví dụ, trong số các sông ở Trung Bộ thì sông
Cả, sông La, sông Hơng, 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 phơng khác trên lÃnh thổ

Việt Nam cũng thờng xuyên phải gánh chịu những hậu quả hết sức nặng nề do các
trận ma lớn và lũ gây ra. Đây chính là lý do mà công tác phòng chống lụt bÃo ở
Trung Bộ luôn nhận đợc sự quan tâm đặc biệt.
Không lâu sau khi trận lũ lịch sử xảy ra vào tháng Mời Một năm 1999,

16


Trung Bộ lại phải chịu một trận ma 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 cờng độ lũ mạnh
nhất trong vòng 60 năm trớc đó. Theo số liệu thống kê sau trận lũ, hàng ngàn ngôi
nhà đà bị phá huỷ hoặc h hỏng nặng, hàng trăm ngời chết và bị thơng. Môi
trờng ở hai tỉnh này bị phá huỷ rất trầm trọng, hệ thống giao thông đờng bộ bị phá
huỷ và ngừng hoạt động trong nhiều ngày.
Những thiệt hại về ngời và của nói trên đà thúc đẩy các nghiên cứu về dự
báo thời tiết bằng phơng pháp số nhằm tiến tới các dự báo ma 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 phơng
pháp số đà phát triển rất mạnh và thu đợc các kết quả vợt bậc, hơn nữa đây là
phơng pháp khách quan vì nó đợc xây dựng dựa trên cơ sở nhiệt động lực và vật
lý của bầu khí quyển. Tuy nhiên các kết quả đạt đợc còn rất khiêm tốn trong các
trờng hợp ma lớn do đối lu 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 ma lớn do đối lu cũng nh
các vấn đề dự báo ma lớn có liên quan. Trên cơ sở đó, hớng tới khả năng áp dụng
trong thực tiễn dự báo ma lớn có thể gây lũ và lũ quét nhằm hạn chế tới mức thấp
nhất những thiệt hại về ngời và của.
Mục đích của luận án
Trớc tiên, lựa chọn một sơ đồ tham số hoá đối lu đợc 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 đa gradient thẳng đứng của nhiễu động áp suất vào
sơ đồ để nâng cao khả năng mô phỏng các trận ma lớn trên địa hình núi phức tạp.
Cuối cùng, đánh giá sơ bộ khả năng của sơ đồ cải tiến thông qua một trờng hợp
nghiên cứu, đồng thời làm sáng tỏ nguyên nhân của sự cải tiến chất lợng mô phỏng
ma.
Đối tợng, phơng pháp và phạm vi nghiên cứu của luận án
Đối tợng nghiên cứu: Đối lu sâu và ma lớn do đối lu.
Phơng pháp nghiên cứu:

17


+ Mô hình hoá toán học: Cải tiến sơ đồ tham số hoá đối lu.
+ Phơng 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 đợc thực hiện cho sơ đồ
Kain-Fritsch. Cụ thể là về mặt toán học đà xây dựng đợc hàm kích hoạt đối lu mới
thay cho hàm gốc đợc xây dựng trên cơ sở các biểu thức bán kinh nghiệm. Bên
cạnh đó, luận án cũng đa ra phơng trình mới tính tốc độ dòng thăng có tính ®Õn
yÕu tè ®éng lùc. Nh− vËy, gi¶ thiÕt khÐp kÝn đối lu cũng đợc xác định lại cho phù
hợp với phơng trình tính tốc độ dòng thăng, kèm theo đó vận tốc dòng thăng tại
chân mây cũng đợc tính theo công thức mới. Có thể nói rằng các module quan
trọng nhất của sơ đồ đều đà đợc cải tiến.
Về mặt vật lý, hàm kích hoạt đối lu, công thức tính tốc độ dòng thăng tại
chân mây, và phơng trình tính tốc độ dòng thăng đà đợc xây dựng dựa trên cơ sở
vật lý tờng minh hơn. Khái niệm CAPE đà đợc mở rộng. Trụ cột của tất cả các cải
tiến trên chính là việc luận án đà đa gradient thẳng đứng của nhiễu động áp suất
vào sơ đồ. Các kết quả mang tính lý thuyết của luận án đà đợc chấp nhận đăng trên

tạp chí Monthly Weather Review (American Meteorological Society).
ý nghĩa khoa học của luận án
Với các kết quả đà đạt đợc, luận án đà 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 lu, cũng nh ma mô phỏng trên địa hình núi phức tạp. Nhân tố
này đà bị bỏ qua trong các sơ đồ tham số hoá đối lu từ trớc tới nay.
Sơ đồ tham số hoá đối lu Kain-Fritsch đà đợc cải tiến trong luận án cho
thấy rằng cờng độ tơng tác đối lu-qui mô lớn không chỉ phụ thuộc vào bản thân
sơ đồ mà còn phụ thuộc nhiều vào đặc điểm hoàn lu qui mô lớn cũng nh địa hình
miền dự báo. Sơ đồ cải tiến cho thấy khả năng tơng tác mạnh hơn với môi trờng
qui mô lớn.
Cuối cùng, thông qua các mô phỏng số, luận án đà chỉ ra một cách định

18


lợng 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 đợc trong luận án cho thấy rất rõ khả năng của sơ đồ KainFritsch cải tiến trong việc mô phỏng/dự báo ma lớn trên địa hình núi phức tạp ở
khu vực Trung Bộ Việt Nam. Có đợc các dự báo ma lớn với độ chính xác cao sẽ
góp phần quan trọng trong việc cảnh báo/dự báo lũ quét trên khu vực thợng lu
cũng nh lũ lụt nói chung trên khu vực hạ lu của các con sông, góp phần giảm nhẹ
các thiệt hại về ngời và của trên khu vực miền núi Việt Nam.
Cấu trúc của luận án
Ngoài phần Mở đầu, Kết luận và Tài liệu tham khảo, luận án đợc bố cục bao
gồm 4 chơng:
Chơng 1: Tổng quan về dòng, mây và ma trên địa hình núi.
Chơng 2: Một số sơ đồ tham số hoá đối lu dùng trong mô hình qui mô vừa.
Chơng 3: Cải tiến sơ đồ Kain-Fritsch cho mô hình qui mô vừa RAMS.

Chơng 4: Một số kết quả tÝnh to¸n cho khu vùc Trung Bé.

19


Chơng 1: tổng quan về dòng, mây v ma
trên địa hình núi
1.1 Dòng trên địa hình núi
Các nghiên cứu từ tr−íc ®Õn nay cho thÊy r»ng khi chÊt láng chun 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 tơng đối của chất lỏng so
với địa hình. Vì chất lỏng là không nén đợc 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 vợt 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 ngợc dòng so
với núi, gây ra các cơ chế thời tiết đặc trng.
1.1.1 Động lực học dòng trên núi đơn
Các chuyển động dạng sóng thờng đợc cỡng bức bởi địa hình núi, nhng
đến lợt chúng lại có thể gây ra các chuyển động đợc gọi là rotor, chính là các
xoáy ngang mùc thÊp cã trơc song song víi ®Ønh nói. Tuy nhiên động lực học sóng
núi gắn với rotor vẫn cha đợc nghiên cứu kỹ càng cho đến khi các nghiên cứu của
Ralph và các ĐTG (1997) đợc thực hiện, các tác giả này đà phát hiện thấy các rotor
trong sóng núi với bề dày không lớn với tốc độ ngợc dòng cực đại vào khoảng 2,5
m s-1.
Trong nghiên cứu của mình, Doyle và Durran (2002) đà sử dụng mô hình
không thuỷ tĩnh để nghiên cứu sóng khuất núi và sự hình thành rotor, sử dụng số liệu
lý tởng hoá và số liệu cao không. Các mô phỏng số cho thấy sự chia cắt lớp biên
gây ra chủ yếu bởi gradient ngợc hớng nhau của áp suất trong sóng khuất núi bị

"bẫy" và các quá trình trong lớp biên cũng nh các nhiễu động gây ra bởi sóng
khuất núi tơng tác với nhau và sinh ra các rotor. Độ đứt gió là nguyên nhân đầu

20


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 đợc duy trì
mà không hình thành rotor nếu nh 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 lợng hiển nhiệt từ bề mặt bên sờn khuất gió sẽ tăng cờng sự mở rộng của
hoàn lu rotor, tăng cờng độ rối nhng làm giảm dòng cuốn ngợc của rotor.

Hình 1.1: Mặt cắt thẳng đứng của tốc độ gió ngang vẽ qua 4 m s-1 (trái), đờng
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
dới cùng và không đổi bằng 50 m cho các lớp trên, Doyle và Durran (2002) đà thu
đợc 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 đà nâng gió cực
đại lên mực cao hơn (so với trờng hợp mô phỏng không có ma sát) và tạo ra một
lớp đứt gió mỏng trên bề mặt. Đồng thời dòng cuốn ngợc đợc phát hiện dới 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 ngợc này có bề rộng khoảng 3 km (Hình 1.1a).
Sử dụng phơng trình xu thế xoáy cho dòng hai chiều Boussinesq với giả thiết bỏ
qua vai trò của lực Coriolis và tính nén đợc, các thành phần sinh xoáy sẽ bao gåm
gradient ngang cđa lùc nỉi, øng st rèi theo phơng ngang và theo phơng thẳng
đứng. Đờng dòng và xoáy ngang đợc đa 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

21


triển gần bề mặt dọc theo sờn khuất gió sau đó thăng lên đột ngột khi nó bị bình
lu 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 ngợc dòng của rotor đầu tiên. Mối
quan hệ tơng tự có thể thấy trên rotor thứ hai nhng cả xoáy và dòng cuốn ngợc
đà suy yếu trong rotor thứ hai này. Trên sờn khuất gió lớp có xoáy cực đại nằm
ngay sát bề mặt, nhng khi bình lu xuôi dòng khu vực có xoáy cực đại lại nằm ở độ
cao 600 m so với mặt đất. Kết quả này đà phản ánh quan điểm cho rằng sự hình
thành rotor gắn liền với sự chia cắt lớp biên khi mà đờng 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 dới đỉnh sóng khuất núi đà tạo ra sự giảm tốc cần thiết của dòng, hay tơng
đơng với nó là gradient ngợc của áp suất tạo ra sự chia cắt lớp biên.

Hình 1.2: Mặt cắt thẳng đứng của đờng 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" nh đà chỉ ra trong Hình 1.1, nguyên nhân là do tham số
Scorer phía trên lớp đứt gió đà tăng lên 1x10-3 m-1. Cụ thể là nếu nh 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", đờng dòng trong trờng hợp này cho thấy sự xuất hiện của rotor
đợc hình thành dới đỉnh núi trong bốn sóng đầu tiên, dòng cuốn ngợc trong rotor
có thể đạt tới 17 m s-1. Cũng tơng tự trờng hợp trớc lớp xoáy cực đại quan sát

22

thấy trên sờn khuất gió sau đó đợc nâng lên trong sóng đầu tiên (Hình 1.2a).
Ngợc lại khi lớp độ đứt bị hạn chế trong lớp từ 2 đến 4 km (với các điều kiện khác
đợc giữ không đổi trên khu vực ngợc 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 trờn xuống lại rất mạnh trong trờng hợp
này, đạt tới 60 m s-1 tức là mạnh hơn trờng hợp có rotor 20%. Nh vậy khi không
có hoạt động mạnh mẽ của sóng khuất núi thì rotor không hình thành, ngay cả trong
trờng hợp dòng trờn xuống rất mạnh. Trong khi đó sóng khuất núi biên độ lớn có
thể tạo ra rotor rất mạnh, mặc dù dòng trờn xuống có tốc độ không lớn lắm.

Hình 1.3: Sóng lan truyền vào tầng bình lu (phải) và các vùng vỡ sóng trong nửa
dới tầng đối lu (trái dới) và tầng bình lu (trái trên) thể hiện qua các đờng
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 cờng độ mạnh hơn và tất yếu là gradient ngợc của áp suất cũng mạnh
hơn, hơn nữa có rất nhiều trờng hợp quan sát thấy hiện tợng vỡ sóng phía trên lớp
biên mà chính sự vỡ sóng này sẽ ảnh hởng tới cờng độ, lợng và diện ma trên
vùng núi. Ví dụ, Leutcher và Volkert (2000) đà mô phỏng sóng núi cho vùng cực
nam Greenland và nhận đợc sự vỡ sóng xảy ra trong nửa dới tầng đối lu và tầng

23


bình lu trong quá trình sóng lan truyền vào tầng bình lu (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 nh thẳng đứng thì có
thể xem là vỡ sóng xuất hiện. So sánh với Hình 1.2b có thể thấy trong trờng hợp
này cũng không hình thành sóng bên sờn khuất gió, nhng nguyên nhân có thể
khác nhau. Cụ thể là trong trờng hợp này núi cao hơn nhiều và do vậy khi vỡ sóng
xảy ra thì năng lợng sóng không lan truyền xuôi dòng vì thế không hình thành sóng

khuất núi.
Khi biên độ của sóng trọng trờng rất lớn thì mặt đẳng entropy quay nghiêng
đi và trở thành gần nh thẳng đứng, độ bất ổn định đợc tạo ra dẫn đến các chuyển
động qui mô nhỏ. Chuyển động qui mô nhỏ nh vậy làm xáo trộn động lợng và
entropy, và tơng tự nh ngoại sóng trọng trờng hiện tợng này đợc gọi là sự vỡ
sóng. Ngoài ra trong các kịch bản sử dụng độ phân giải ngang khác nhau, các kết
quả thu đợc cho thấy độ phân giải cao nhất cho kết quả tốt nhất khi mô phỏng biên
độ của các cỡng bức vợt địa hình nh dị thờng nhiệt độ cũng nh tốc độ của các
dòng thăng và giáng.
1.1.2 Dòng trên dy 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 trờng hợp lý
tởng hoá nhng nó rất hữu dụng về mặt lý thuyết. Nh đà 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 đợc dùng ở đây cho dòng Boussinesq hai chiều
trong mặt xz, xoáy có trục theo hớng y đợc sinh ra do bình lu ngang của lực
nổi. Dọc theo quÃng đờng 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 phơng 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 nh vậy sẽ sinh ra
gradient ngang của lực nổi mà nhờ đó các xoáy ngang đợc hình thành.

24


Nếu các nhiễu động có biên độ nhỏ thì chúng đợc tuyến tính hoá với trạng
thái trung bình (chi tiết hơn xin xem trong Houze, 1993- Chơng 2). Từ phơng
trình tun tÝnh ho¸ Houze (1993) cho thÊy cã thĨ thÊy rõ rằng trờng vận tốc dừng
phải sắp xếp sao cho bình lu 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 phơng ngang cũng nh theo phơng thẳng
đứng nên nhiễu động nhiệt độ gây ra bởi chuyển động thẳng đứng sẽ lan rộng theo
phơng ngang bởi thành phần vận tốc ngang.
Sau khi tuyến tính hoá, sử dụng công thức định nghĩa xoáy và phơng trình
liên tục sẽ thu đợc phơng trình có nghiệm phụ thuộc vào tham số Scorer (l), biểu
diễn các sóng nội trọng lực. Nh vậy cấu trúc thẳng đứng của sóng phụ thuộc vào độ
lớn tơng đối giữa tham số Scorer và sè sãng ngang (k). NÕu k > l th× nghiƯm của
phơng trình xác định tốc độ thẳng đứng có thể tắt dần hay khuếch đại hàm mũ theo
chiều cao. Trờng hợp ngợc lại thì sóng sẽ biến đổi hình sin theo z với số sóng m.

Hình 1.4: Đòng dòng trong dòng dừng vợt qua núi hình sin dài vô hạn khi (a) số
sóng địa hình vợt quá tham số Scorer (núi hẹp) và (b) số sóng địa hình nhỏ hơn
tham số Scorer (núi rộng) (Durran, 1986b).
Nếu nh địa hình đợc giả thiết là hình sin và điều kiện biên dới là điều kiện
biên trợt, 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 trờng hợp nào nhân tố cơ bản là núi
với điều kiện biên dới chính là nguồn năng lợng cho nhiễu động. Nếu k > l mà
nghiệm khuếch đại hàm mũ khi z tăng lên thì đợc xem là không vật lý và đợc cho
bằng không. Nếu k < l , các sóng truyền năng lợng xuống đợc cho bằng không,

25


ngợc lại các sóng truyền năng lợng lên trên đợc duy trì; giả thiết này đợc gọi là
điều kiện biên bức xạ. Houze (1993) thấy rằng các sóng đợc duy trì bởi điều kiện
biên bức xạ là các sóng có đờng pha bị nghiêng về phía ngợc dòng khi z tăng lên.
Hai dạng sóng cơ bản đợc đa ra trong Hình 1.4 cho trờng 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 vợt địa hình, nhng chúng chỉ là trờng 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 đợc kích hoạt, nh 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 nh vậy sẽ lan truyền theo phơng thẳng
đứng hoặc tắt dần theo phơng thẳng đứng, phụ thuộc vào ks > l hay ks< l. Nếu núi là
hẹp thì các sóng có ks > 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 lợng sóng. Nếu núi là rộng,
sóng có ks< l sẽ thống trị và các nhiễu động sẽ lan truyền theo phơng thẳng đứng.
Phơng pháp phân tích địa hình dới dạng này đà đợc 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) đợc nói đến trong các phần sau. Điều này có nghĩa là các nghiên
cứu hớng tới các ứng dụng thực tiễn cần phải gắn với các khu vực cụ thể, và nh
vậy cách làm hiệu quả nhất là tiến hành mô phỏng số để hiểu đợc cấu trúc nhiệt
động lực học mang tính địa phơng cục bộ của khu vực cần nghiên cứu.
1.2 Mây và ma 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
hởng đến sự hình thành mây. Có rất nhiều loại mây thờng gặp có thể đợc cỡng
bức, hình thành hoặc tăng cờng bởi địa hình. Ví dụ các dÃy núi có thể là những khu
vực điển hình cho sự hình thành sơng mù, mây tầng, mây tầng tích, mây tÝch vµ

26