Tài liệu Luận văn thạc sĩ 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, tôi xin bày tỏ lòng biết ơn sâu sắc tới TS. Nguyễn Minh Trường, là người đã tận tình chỉ bảo và hướng dẫn tôi hoàn 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 tôi học tập và thực hành ở Khoa. Trong quá trình thực hiện luận văn, tôi đã nhận được nhiều sự giúp đỡ của HVCH Bùi Minh Tuân, tôi xin chân thành cảm ơn. Tôi cũng xin cảm ơn Phòng sau đại học, Trường Đại học Khoa học Tự nhiên đã tạo điều kiện cho tôi có thời gian hoàn thành luận văn. Tôi xin bày tỏ lòng cảm ơn chân thành tới ban lãnh đạo trung tâm Dự báo Khí tượng thủy văn Trung ương, các cô, chú, anh, chị phòng Dự báo Khí tượng Hạn vừa và Hạn dài đã hết sức giúp đỡ, tạo điều kiện cho tôi hoàn thành luận văn. Cuối cùng, tôi 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 trò của địa hình ........................................................................................12 1.5.2. Vai trò của dòng 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 MÔ PHỎNG SỐ VÀ NGUỒN SỐ LIỆU.....................................21 2.1. Giới thiệu về mô 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 mô 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 nguyên 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 công trình nghiên cứu của các tác giả Qian, Tao và Lau (2004) đã sử dụng mô hình MM5 của Đại học Pennsylvania – NCAR và mô 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 Đông 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 môi trường là dòng xiết gió tây”, trong đó nhấn mạnh vai trò 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 mô phỏng số và nguồn số liệu Chương 3: Một số kết quả mô phỏng bằng mô 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 Đông 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 đông, 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 vòng 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 sông 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 thông qua mô 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 đông 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 dòng 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 dòng thăng của Meiyu. Mặt khác, đối lưu có thể được tăng cường bởi dòng 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 dòng xiết gió tây. Các kết quả của mô 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 dòng 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 nguyên Tibet. Dòng xiết gió tây trên cao đóng vai trò dẫn đường cho các nhiễu động qui mô vừa thông qua bình lưu nóng. 1.4. Hoàn lưu và các quá 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 đông 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 không thật sự rõ ràng bởi vì nhiều khi front này xuất hiện khi áp cao Okhotsk không có mặt. 7 Hình 2: Hệ thống hoàn lưu qui mô hành tinh của front BMF (Ninomiya và Akiyama 1992). Ảnh hưởng của sự phân bố đất biển cũng được giải thích trong quá 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 dòng gió đông 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 mô tả hệ thống hoàn lưu qui mô 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 đông của front BMF tới phía đông của Nhật Bản, ngược lại gradient nhiệt độ nhỏ ở phần phía tây của front này. Dòng xiết mực cao song song với dòng xiết mực thấp ở phía đông 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 dòng hướng cực mực thấp có hướng thịnh hành dọc rìa phía tây của áp cao cận nhiệt đới. Dòng xiết hướng cực mực thấp được hình thành bởi áp cao cận nhiệt và gió nhiệt, ngoài ra đối lưu gió mùa và dòng nhiệt qua bề mặt đất đóng vai trò quan trọng làm tăng cường dòng 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 vòng hoàn lưu Harley, vòng 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 mô hình số. Hoskins và Rodwell (1995) sử dụng mô hình hoàn 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, mô phỏng này đã tái tạo các đặc điểm điển hình của hoàn lưu gió mùa. Front BMF bị ảnh hưởng mạnh bởi những dao động nội mùa của hoàn 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 Đông Á tới tây bắc Thái Bình Dương trong suốt mùa hè có nhiệt độ bề mặt biển (SST) ấm là kết quả của quá 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 vòng hoàn 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 không chỉ là vùng có gradient  e lớn, các đường đứt gió giữa dòng gió mùa Tây Nam và dòng gió Đông ở tầng đối lưu thấp mà còn có các hệ thống hoàn lưu quy mô 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 dòng giáng đoạn nhiệt. Khi dòng gió mùa Tây Nam ẩm gặp dòng khí giáng khô, 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 dòng gió nam mực thấp (các mũi tên màu đen). Dòng 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 đông, tạo dòng 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 mô 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 mô 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 đông). Dòng 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 mô cận synop. Sau đó, một vài cụm mây quy mô vừa α hình thành dọc theo phần đuôi của hệ thống mây quy mô cận synop. Như vậy, một hệ thống mây qui mô cận synop có độ dài cỡ 2000 km và một vài hệ thống mây qui mô vừa α được hình thành dọc front BMF. Hình 4: Mô 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 trò của địa hình Địa hình là nguyên nhân của những hoàn lưu địa phương và từ đó đóng một vai trò 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 đông cao nguyên 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 còn mạnh, có khả năng thâm nhập sâu về phía nam. Vào tháng Sáu và Bảy, khi dòng gió mùa tây nam khống chế thời tiết ở khu vực Đông Á, front được hình thành phía bắc thung lũng sông Trường Giang, nơi có địa hình tương đối thấp hơn so với phía nam dòng sông này. Nhiều nhà khí tượng nghiên cứu ảnh hưởng của cao nguyên Tibet tới gió mùa mùa hè Châu Á. Yanai (1992) cho rằng hoàn lưu gió mùa bị ảnh hưởng mạnh bởi các thông lượng hiển nhiệt và ẩn nhiệt của cao nguyên này. Nakamura và Hasegawa (1986) sử dụng mô 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 trò như một rào chắn các dòng 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 đông 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 đông, 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 trò của dòng xiết gió tây trên cao Các kết quả nghiên cứu của Sampe và Xie (2010) cho thấy là dòng gió nam mực thấp và dòng 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 dòng 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 dòng dẫn gió tây, khối không khí nóng từ sườn phía đông của cao nguyên Tibet tăng từ từ trên bề mặt đẳng entropy. Bình lưu nóng tại sườn phía đông của cao nguyên Tibet sẽ kích thích đối lưu qua phần đông nam Trung Quốc phát triển dọc dòng xiết gió tây. Bên cạnh đó, theo các kết quả của mô 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 đông của Nhật Bản (Hình 11, Hình 12). Hình 11: (a)-(d): mô 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 quá trình trao đổi nhiệt với môi 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 dòng 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 đông 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 dòng 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 mô vừa di chuyển theo dòng 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 dòng xiết gió tây mực đối lưu giữa và dải mưa BMF không chỉ là sự trùng hợp ngẫu nhiên mà còn phản ánh quá trình động lực của dải mưa. Dòng xiết duy trì là do bình lưu nóng và các nhiễu động qui mô vừa mà nó mang tới. 1.5.3. Vai trò của các nhiễu động qui mô 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 mô vừa α trong suốt thời kì Meiyu có thể được phân thành hai loại: đường đứt trên lưu vực sông Trường Giang và xoáy 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 xoáy mực thấp tạo ra mưa lớn trong suốt mùa Meiyu. Một là xoáy tây nam, nó được tạo ra ở sườn khuất gió của cao nguyên Tibet và có xu hướng không di chuyển nếu không có dòng xiết trên cao dẫn đường ra khỏi vùng Tứ Xuyên. Sau khi được dẫn ra khỏi vùng, xoáy tây nam di chuyển hướng đông 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 xoáy thấp khác là xoáy thuận quy mô 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 dòng không khí từ phía nam mạnh thổi qua sườn phía đông của cao nguyên Tibet đến lưu vực Tứ Xuyên. Gió từ phía nam vận chuyển không khí nóng ẩm tới sườn phía đông của cao nguyên 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 nguyên có thể đóng vai trò kích hoạt xoáy tây nam. Từ quan điểm vùng, địa hình của cao nguyên Tibet có vai trò cực kì quan trọng. Cũng theo nghiên cứu của Yasunari 16 và Miwa (2006) thì sự xuất hiện của xoáy 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 xoáy này gây ra dòng xiết mực thấp cùng với luồng ẩm cuốn vào phía đông 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 ôn 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): Sông Dương Tử, (6): Lòng 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, dòng khí theo hướng tây nam nóng ẩm hoặc dòng 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). Ngoài ra sự hội tụ địa phương còn 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 không xuất hiện. Trung tâm mưa tới phía tây của CanTon (Quảng Châu) theo hướng tây bắc – đông nam song song với dòng gió thịnh hành đông nam trong mùa gián đoạn. Dòng gió tây nam hoặc đông nam yếu trong thời kỳ gián đoạn cũng có thể là nguyên nhân không xuất hiện lượng mưa cực đại tại Đài Loan. Trong lúc đó, trung tâm mưa ở lòng chảo Sichuan có thể liên quan tới sự duy trì của các cơn dông 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