Luận văn Dự báo mưa do ảnh hưởng của xoáy thuận nhiệt đới bằng mô hình rams hạn 3 ngày

lưu qui mô trung bình, lớp biên. Từ việc nghiên cứu thử nghiệm, nhóm nghiên cứu đưa ra kết luận, các nguồn ẩm trong lớp thấp hơn cung cấp cho bão đổ bộ, hoặc tàn dư của bão đổ bộ tương tác với sự khởi phát gió mùa, cũng như vận chuyển thẳng đứng của nguồn ẩm trong đất liền (hồ, hồ chứa, sông, hơi nước bão hòa gần bề mặt) góp phần làm tăng đáng kể lượng mưa của bão đổ bộ. Tác động nâng của địa hình và địa hình núi ven biển tạo ra một phân bố mưa không đối xứng cho bão đổ bộ và tăng cường tỉ lệ mưa. Vận chuyển năng lượng lớp biên trong tàn dư của bão đổ bộ làm tăng lượng mưa một cách đáng kể. Dưới đây chúng ta sẽ xem xét một cách chi tiết hơn những cơ chế vật lý có liên quan chặt chẽ với lượng mưa do ảnh hưởng của bão. A Lõi mưa B Dải mưa bao quanh hoặc dải mưa hình xoắn ốc B1 Rãnh mưa hình chữ V ngược B2 Mưa đường đứt C Hệ thống mưa qui mô vừa và nhỏ D Mưa không ổn định E Mưa ngoại biên F Mưa từ xa Rãnh Tây Mưa ngoại biên 5 1.1. Một số cơ chế vật lý liên quan đến mƣa do bão Lượng mưa do bão không chỉ phụ thuộc vào cường độ của bão khi đổ bộ, mà còn phụ thuộc vào các tương tác phức tạp khác. Một cơn bão mạnh có thể tạo ra lượng mưa lớn hơn, tuy nhiên nhiều trường hợp cho thấy bão suy yếu thành áp thấp đổ bộ trong điều kiện thuận lợi có thể cho lượng mưa lớn hơn từ những cơn bão mạnh. Một số quá trình vật lý, như vận chuyển ẩm và giải phóng ẩn nhiệt, cũng có thể đóng một vai trò quan trọng trong việc tạo ra lượng mưa lớn trong bão. Hình 3 minh họa sự tương tác của một số các thành phần khác nhau có liên quan đến mưa do xoáy thuận nhiệt đới [31]: Hình 3: Các quá trình vật lý có liên quan đến mưa do xoáy thuận nhiệt đới [31] Những ảnh hƣởng của môi trƣờng Cung cấp ẩm Sóng gió mùa Ảnh hƣởng của Sol khí Dòng xiết Mắt bão và dải mƣa hình xoắn ốc Rãnh Tây Độ đứt gió thẳng đứng Tín phong Đông Bắc Ảnh hƣởng của địa hình Xoáy qui mô trung bình và độ đứt gió Vùng đất ven biển Mây vi vật lý Vận chuyển lớp biên Mƣa do xoáy thuận nhiệt đới Tác động của kết cấu bên trong Tác động của bề mặt bên dƣới 6 1.1.1. Nguồn cung cấp ẩm Nói chung, một cơn bão đổ bộ sẽ nhanh chóng tiêu tan do cả hai nguyên nhân: một là mất nguồn cung cấp ẩm từ biển hoặc do tăng ma sát bề mặt đất. Một số cơn bão được duy trì trong đất liền do chúng có cường độ mạnh, đặc biệt là nếu có vận chuyển độ ẩm trong các lớp thấp hơn. Cheng (2008)[10] đã nghiên cứu mối quan hệ giữa độ ẩm và lượng mưa trong hai dạng bão đổ bộ. Dạng 1 gồm năm trường hợp lượng mưa lớn và dạng 2 gồm năm trường hợp lượng mưa yếu. Các trường dòng ẩm của hai nhóm được nghiên cứu với phân tích số liệu tổng hợp. Kết quả cho thấy sự xuất hiện của một hình thế vận chuyển ẩm mạnh dẫn đến lượng mưa lớn và ngược lại lượng mưa yếu xảy ra khi không có sự đóng góp hơi ẩm từ một hình thế như vậy. Nghiên cứu của Li và cộng sự (2005)[28], mô phỏng số của bão Bilis cho thấy lượng mưa sẽ giảm đáng kể trong các mô phỏng nếu cô lập vận chuyển ẩm. Sự vận chuyển ẩm có thể được mang tới bởi một đợt gió mùa. Sự tăng cường mạnh lõi mưa bão có thể xảy ra thông qua quá trình tương tác giữa phần còn sót lại của bão đổ bộ và một đợt gió mùa với những cụm mây khổng lồ. Những cơn bão thường di chuyển về phía tây hoặc phía tây nam sau khi đổ bộ. Bão Bilis là một trường hợp điển hình tương tác với một đợt gió mùa. Có một hình thế vận chuyển độ ẩm với thông lượng hơi ẩm mạnh kết nối với các hoàn lưu phía đông của hoàn lưu bão Bilis. Một tỷ lệ lượng mưa rất lớn và phân bố mưa trên một phạm vi rộng cũng được tạo ra bởi Bilis. Một nghiên cứu của Cheng (2008)[10] cho thấy lượng ẩm đáng kể đóng góp bởi một đợt gió mùa đóng vai trò quan trọng trong việc tạo ra lượng mưa lớn trong bão Bilis. Trong một trường hợp khác (Akihiko, 2006)[6] cũng chỉ ra rằng độ ẩm là một trong những yếu tố quan trọng nhất liên quan đến mưa trong bão. Bão Meari đổ bộ vào Kyushu, Nhật Bản, vào 29/9/2004, với lượng mưa lớn xảy ra trên bán đảo Kii. Các mô phỏng số được thực hiện bằng cách sử dụng mô hình phi thủy tĩnh (JMANHM) với độ phân giải 5 km. Hai giả thiết về độ ẩm ban đầu khác nhau được sử dụng. Kết quả cho thấy lượng mưa lớn của bão Meari đã được mô phỏng tốt khi 7 sử dụng các điều kiện ban đầu là lượng hơi nước ngưng kết lớn. Lượng mưa yếu được mô phỏng khi một lượng nhỏ nước ngưng kết được sử dụng làm điều kiện ban đầu. Điều này cho thấy rằng độ ẩm đóng một vai trò quan trọng trong sự xuất hiện của mưa lớn. Mặt thoáng của nước, chẳng hạn như hồ, sông và hồ chứa, cũng là một nguồn hơi nước quan trọng. Một khảo sát bằng mô hình số của Shen và cộng sự (2002) [35] cho thấy rằng mặt nước trên đất liền thuận lợi cho việc giảm tỷ lệ tan rã của một cơn bão đổ bộ. Họ cũng chỉ ra rằng tỷ lệ tan rã của một cơn bão đổ bộ trên một bề mặt nước trên đất liền có liên hệ trực tiếp với độ sâu của nước. Cũng như bề mặt nước (hồ, hồ chứa, vv), mặt đất bão hòa ẩm cũng có thể chuyển độ ẩm để nuôi trở lại bão đã suy yếu thành áp thấp và tăng cường độ cho bão đổ bộ và đồng thời cũng làm tăng lượng mưa của nó. Nghiên cứu số do Kong (2002)[25] cho thấy tăng cường bất thường của bão đã suy yếu thành áp thấp Allison (2001) liên quan chặt chẽ với tổng lượng hơi nước bão hòa bề mặt đất do mưa lớn liên tục gây ra bởi chính bão Allison. Hệ thống đối lưu mạnh phát triển trên bề mặt đất ấm, ẩm ướt và là thuận lợi cho việc tăng cường tàn dư xoáy và lượng mưa của nó. 1.1.2. Chuyển động ngoại nhiệt đới Các khảo sát đã chứng minh rằng những cơn bão sẽ tiêu tan ngay sau khi đổ bộ bởi ma sát bề mặt mặt đất tiêu thụ năng lượng của chúng nếu chúng không được cung cấp năng lượng từ ẩn nhiệt hoặc năng lượng từ hệ thống tà áp vĩ độ trung bình. Quá trình tương tác giữa một cơn bão và rãnh tây có thể gây ra quá trình chuyển động ngoại nhiệt đới (ET) của bão. Không khí lạnh phía phải sau rãnh tây có thể xâm nhập vào các xoáy. Nửa phía tây của bão (gió bắc) sẽ lạnh hơn và nửa phía Đông sẽ vẫn ấm (gió nam). Điều này thay đổi cấu trúc nhiệt - áp của bão. Năng lượng tiềm năng tà áp từ quá trình ET do đó sẽ được chuyển đổi thành động năng, bổ xung cho bão đã suy yếu thành áp thấp đổ bộ và gia tăng lượng mưa của nó. Thí nghiệm số của Niu và cộng sự (2005) [33] cho mưa bão Sinlaku đã được thực hiện bằng cách sử dụng mô hình MM5. Kết quả cho thấy không khí lạnh xâm 8 chiếm vào vùng ngoại vi của bão tăng lượng mưa ở khu vực tương ứng với rãnh V ngược (B1 trong hình 1). Tuy nhiên, khi không khí lạnh xâm nhập vào các vùng gần trung tâm cơn bão, nó làm giảm cường độ bão đột ngột và dẫn đến sự sụt giảm đáng kể lượng mưa gần trung tâm bão, trong khi lượng mưa ở ngoại vi bão và trong khu vực rãnh V ngược vẫn tăng lên. Mưa bão xa xảy ra tại Thượng Hải vào ngày 05 tháng 8 năm 2001 do áp thấp nhiệt đới trải qua một quá trình ET, và nó dẫn đến lượng mưa 302 mm trong 24 h . Mô phỏng số (Zeng và cộng sự 2002)[39] cho thấy rằng hiệu ứng ”đảo nhiệt thành phố" đóng một vai trò quan trọng trong việc làm tăng lượng mưa do xâm nhập không khí lạnh tăng sự bất ổn phân tầng của vùng áp thấp. Sự kiện mưa lớn nhất đối với Trung Quốc (1062 mm trong 24 h) được tạo ra bởi tàn dư của cơn bão Nina. Lượng mưa này lớn hơn nhiều so với lượng mưa của bất kỳ cơn bão mạnh nào, và được ghi nhận trong giai đoạn ET. Hầu hết các cơn bão với các quá trình ET sẽ di chuyển về phía bắc hoặc phía tây bắc sau khi đổ bộ. ET là một quá trình thời tiết tác động lớn xảy ra ở khu vực vĩ độ trung bình, thỉnh thoảng ở vĩ độ thấp hơn, và thường mang lại thảm họa mưa rất lớn. Như vậy, khả năng tồn tại mà bão có thể tạo ra một lượng mưa lớn, ví dụ, một quốc gia vĩ độ thấp hơn như Việt Nam (Dương, 2006)[17], nếu tàn dư của nó lại tương tác với không khí lạnh. Lượng mưa lớn nhất sẽ xảy ra khi sự đổ bộ của bão trùng với không khí lạnh (gió mùa đông bắc) xâm nhập, hay sự xâm nhập xảy ra 12h-24 h sau khi đổ bộ . Không khí lạnh phù hợp xâm nhập sẽ cung cấp cho bão năng lượng tà áp tiềm năng và bất ổn tiềm năng để tăng lượng mưa. Mặt khác, lượng mưa của các cơn bão nhiệt đới sẽ bị kìm hãm (giảm) nếu không khí lạnh mạnh đang xâm nhập và làm đầy lên phần còn lại của xoáy. 1.1.3. Địa hình Địa hình ven biển và miền núi có thể ảnh hưởng đến lượng mưa kết hợp với bão. Ví dụ, địa hình gây ra chuyển động thăng lên trên sườn đón gió của một ngọn núi có thể đóng góp vào sự gia tăng của lượng mưa. Akihiko (2006)[6] đã nghiên 9 cứu ba trường hợp lượng mưa từ xa xảy ra trên bán đảo Kii (500 km về phía đông), từ vị trí đổ bộ của cơn bão Meari (0422) tại Kyushu, Nhật Bản, bằng mô hình JMANHM với địa hình được loại bỏ để tiến hành một thí nghiệm độ nhạy trên bán đảo Kii. Các kết quả mô phỏng cho thấy một trong ba hệ thống mưa liên quan đến việc loại bỏ địa hình, trong khi hai trường hợp kia vẫn còn. Các thí nghiệm cho thấy rằng một số lượng mưa do bão có thể bị ảnh hưởng đáng kể bởi địa hình. Lượng mưa ở xa cơn bão có thể bị ảnh hưởng bởi cả hai yếu tố rãnh tây ở các vĩ độ trung bình và địa hình đồi núi. Mưa lớn có thể xuất hiện trong một khu vực xa trung tâm của bão đổ bộ do sự tương tác giữa bão và rãnh vĩ độ trung bình, hay sự hội tụ giữa địa hình và dòng ngoại vi của bão. Sự phân bố bất đối xứng của lượng mưa trong bão có liên quan đến hiệu ứng địa hình ven biển. Lượng mưa lớn và phân bố rộng có xu hướng xảy ra trong khu vực sườn đón gió và ít mưa ở phía khuất gió. Như vậy, một phân bố bất đối xứng của lượng mưa được hình thành do sự ảnh hưởng của địa hình ven biển. Khi một cơn bão đổ bộ vào bờ biển phía đông, vùng bờ biển phía bắc của trung tâm bão sẽ là vùng đón gió, chồng lên rãnh V ngược (B1 trong hình 1). Điều này sẽ gây ra lượng mưa lớn và mở rộng phía bắc của trung tâm bão, chứ không phải ở phía nam. Mặt khác, mô phỏng số (Liang et al., 2002)[30] đã chỉ ra rằng lượng mưa mạnh vẫn có thể xảy ra ở sườn khuất gió của khu vực bờ biển trong một số trường hợp khi không khí lạnh mang đến bởi những cơn gió bắc ngoài vùng bão tạo ra phân tầng không ổn định trong khu vực sườn khuất gió. 1.1.4. Hệ thống đối lưu qui mô vừa Phần lớn hiện tượng mưa lớn được tạo ra bởi hệ thống đối lưu mạnh qui mô vừa, và thậm chí hệ thống qui mô nhỏ như dông, vòi rồng. Những nghiên cứu thống kê và quan sát đã chỉ ra rằng những hệ thống này thường xảy ra trong góc phần tư phía phải của bão. Một số hệ thống đối lưu mạnh qui mô vừa có thể được tạo ra nhờ tương tác giữa không khí lạnh, địa hình, và chính cơn bão. Hội tụ mực thấp mạnh với xoáy tuyệt đối và độ bất ổn định tiềm năng và dòng ra phân kì mực trên cao thuận lợi cho sự hình thành và phát triển của hệ thống đối lưu qui mô vừa. 10 Hệ thống qui mô vừa có thể mang lại do tương tác giữa bão với địa hình địa phương. Sự mang lại xoáy qui mô vừa này thường xảy ra trên khu vực eo biển Đài Loan khi một cơn bão tiếp cận đảo Đài Loan từ phía Đông. Một nghiên cứu của Meng và cộng sự (1996)[32] với bão DOT, cơn bão này đi qua eo biển Đài Loan, chỉ ra rằng sự gây ra xoáy qui mô vừa từ bão DOT liên quan chặt chẽ đến khu vực núi trung tâm trên đảo. Khu vực áp suất thấp ở phía khuất gió của núi cung cấp thông tin về sự hình thành xoáy qui mô vừa tại sườn khuất gió và nó tương ứng với lượng mưa lớn. Trong khi đó, địa hình của eo biển Đài Loan và độ mạnh của bão cũng ảnh hưởng đến sự hình thành của xoáy qui mô vừa. Hiện tượng mưa lớn mạnh nhất ghi lại được trên đảo Hải Nam do bão Fitow đi dọc eo biển Quảng Châu đến phía Bắc của đảo. Một mô phỏng số (Duan và cộng sự, 2005)[16] chỉ ra rằng xoáy qui mô vừa xảy ra trong vùng hội tụ giữa sườn đón gió của núi và dòng bao quanh bão Fitow. Trong vùng hội tụ này, xoáy mực thấp phát triển. Trong khi đó, phân kì trên cao tạo bởi bão Fitow trở nên mạnh và sự tăng lên của mây tầng bất ổn định trong lớp giữa do sự xâm lấn của gió lạnh hơn làm chuyển động thẳng đứng mạnh lên. Tất cả các quá trình này thuận lợi cho sự hình thành của một xoáy qui mô vừa (MSV), và do đó lượng mưa tăng lên. Hệ thống qui mô vừa cũng thường xảy ra trong bão đã suy yếu thành áp thấp trải qua quá trình ET. Một số vùng của không khí lạnh cung cấp năng lượng tà áp và bất ổn định tiềm năng thúc đẩy chuyển động thẳng đứng và thuận lợi cho sự phát triển của hệ thống qui mô vừa. Một nghiên cứu của Li và cộng sự (2009)[29] cho thấy khi một phần không khí lạnh yếu xâm nhập vào bão Rananim (0414), kết quả là sự sinh ra của một hệ thống qui mô vừa tạo ra bởi tương tác giữa gió lạnh khô phía bắc (không khí lạnh) và dòng ẩm từ đới gió tây (không khí nóng). Đường đứt hội tụ qui mô vừa xảy ra trong ranh giới giữa hai dòng khí khác nhau và mưa lớn trong tàn dư của bão tương ứng với đường đứt hội tụ qui mô vừa. Hình thế hội tụ qui mô vừa khác là một xoáy nhỏ. Một nghiên cứu số của Chen và Li (2004) [9] cho thấy một cơn bão có thể tăng cường nếu một xoáy qui mô vừa hợp nhất với nó, với kết quả là gây ra mưa lớn. 11 1.1.5. Lớp biên Dự án (CLATEX) của Trung Quốc đã được thực hiện trong giai đoạn tháng 7 và tháng 8 năm 2002 (Chen và Li, 2004)[9]. CLATEX sử dụng quan sát chuyên sâu từ các thiết bị quan sát khác nhau trong lớp biên để nghiên cứu tác động của truyền năng lượng từ lớp biên dựa trên sự biến đổi hoạt động bão. Dòng năng lượng lớp biên ảnh hưởng đến cường độ và lượng mưa của tàn dư xoáy trên đất liền. Bão Vongfong là mục tiêu nghiên cứu của CLATEX. Mô phỏng số cho trường hợp này (Yan và cộng sự, 2005) [37] cho thấy rằng dòng nhiệt ẩm đóng vai trò quan trọng nhất đến việc làm bão mãnh liệt hơn trong vùng biển ngoài khơi. Trong trường hợp khác, tàn dư của bão Nina đứng lại và duy trì trên phía nam tỉnh Hà Nam khoảng ba ngày. Lượng mưa lớn và ngập lụt làm mặt đất phía dưới thấp trở nên bão hòa. Một mô phỏng số sử dụng sơ đồ xoáy giả được thực hiện. Các kết quả (Li và Chen, 2005) [28] cho thấy dòng thẳng đứng của nhiệt và lực moment trong lớp biên trên mặt đất bão hòa ảnh hưởng đến cấu trúc, cường độ và lượng mưa của bão đã suy yếu thành áp thấp rất lớn. Thông lượng ẩn nhiệt và hiển nhiệt là thuận lợi cho sự duy trì và tăng cường trên đất liền, với thông lượng hiển nhiệt có ảnh hưởng lớn trên khu vực này. Thông lượng nhiệt trong lớp biên cũng có thể ảnh hưởng đến dải mưa xoắn ốc, tỉ lệ và phân bố. Mô phỏng bão Nina cũng cho thấy thông lượng động lượng có thể làm suy yếu tàn dư bão, với ma sát mặt đất làm tiêu tán năng lượng của bão đã suy yếu thành áp thấp đáng kể. Bên cạnh đó những cơ chế này còn có liên quan chặt chẽ với nhau và khi kết hợp với nhau và với môi trường xung quanh chúng sẽ tạo nên những quá trình có liên quan đến sự thay đổi cấu trúc bão phức tạp hơn nhiều. Ví dụ, sự thay đổi trong tốc độ gió bề mặt và trường độ ẩm trên mặt đất sẽ tạo nên những ảnh hưởng xa hơn đến động lượng khí quyển tầng cao và sự vận chuyển ẩm. Kết quả có thể làm thay đổi độ đứt gió thẳng đứng, là yếu tố quan trọng để xác định sự phát triển đối lưu trong bão. 12 1.2. Đối lƣu trong dải mƣa do bão Didlake và Houze (2013a, b)[14,15] đã tiến hành nghiên cứu cơn bão Rita (2005) bằng các quan sát ảnh độ phân giải cao từ hệ thống radar Doppler ELDORA (Electra Doppler Radar) nhằm phân tích gió ba chiều và độ phản hồi để hiểu rõ hơn về cấu trúc và các lực điều khiển cấu trúc của dải mưa bão, cũng như vai trò của chúng trong sự phát triển của hoàn lưu xoáy. Nghiên cứu cho thấy trong bão Rita, các ổ (cells) đối lưu mạnh xảy ra trong khoảng từ 70-170km tính từ trung tâm bão. Những ổ đối lưu này ở phía nam và phía đông nam của cơn bão như chỉ ra hình 4(a). Giả thiết là các xoáy bão gây ảnh hưởng khác nhau trên các ổ đối lưu ở các bán kính khác nhau và do đó các ổ đối lưu này sẽ có sự khác biệt đáng kể về cấu trúc. Các ổ đối lưu được xác định một cách khách quan dựa trên cấu trúc phản hồi ba chiều của chúng. Những ổ đối lưu bên ngoài ( 120-170 km tính từ khu vực trung tâm) được đặc trưng bởi ổ đối lưu 2 trong hình 4(b). Những ổ đối lưu bao gồm lõi có độ phản hồi mạnh hướng ra bên ngoài với mưa xếp thành tầng yếu tỏa tròn ra phía ngoài. Liên kết với những ổ này là các hoàn lưu nghịch bao gồm dòng đi vào hướng tâm ( sâu khoảng 4 km) sau đó uốn ngược lại thành một dòng thăng mạnh ( lên tới 5m/s ) và đi ra ngoài ở mực độ cao trung bình. Lõi phản xạ và hệ thống hoàn lưu đảo lộn đều xảy ra ở mực dưới 10 km. Những ổ đối lưu cũng dẫn đến những dòng xiết tiếp tuyến địa phương, những dòng xiết này phân bố ở độ cao khoảng từ 1-9 km. Ổ đối lưu khu vực phía trong (70-120 km tính từ tâm bão) (ổ đối lưu 1 trong hình 4(b)) có sự khác biệt đáng kể so với ổ đối lưu 2 về cấu trúc và động lực. Những lõi có phản hồi yếu hơn và nông hơn. Hoàn lưu nghịch diễn ra ở mục nông hơn nhưng dòng đi vào mạnh hơn, dòng đi ra và thăng lên diễn ra ở mực thấp hơn và yếu hơn ở độ cao khoảng 7 km. Những ổ này cũng chứa một dòng xiết tiếp tuyến địa phương, nhưng dòng xiết này chỉ xảy ra ở mực thấp ( dưới 3 km). 13 a) b) c) Hình 4:[31] a) Sơ đồ cấu trúc dải mưa trong giai đoạn trưởng thành của bão. Các đường cắt ngang màu xám tượng trưng cho mặt cắt ở mục (b) và (c). b) Sơ đồ biểu diễn các chuyển động đối lưu có liên quan đến hai ổ đối lưu trưởng thành tại hai vị trí khác nhau tính từ trung tâm bão. Các đường thể hiện độ phản hồi cho thấy ổ 1 có bán kính nhỏ hơn ổ 2. Các mũi tên thể hiện hoàn lưu thứ cấp đảo lộn trong mỗi ổ. Các dấu cộng và dấu trừ tương ứng với các khu vực tăng và giảm vận tốc tiếp tuyến. V1 và V2 đại diện cho vận tốc tiếp tuyến dòng xiết tại mỗi ổ . c) Sơ đồ động lực trong một dải mưa xếp thành tầng được chỉ ra bởi các đường thể hiện độ phản hồi. Các đường mũi tên mảnh thể hiện cho các chuyển động qui mô xoáy, có liên quan đến toàn bộ cơn bão. Và các mũi tên lớn thể hiện các chuyển động qui mô trung bình có liên quan đến dải mưa xếp thành tầng. Các mũi tên lớn của dòng đi vào hướng xuống dưới được dẫn đường bởi hai khu vực có gradient lực nổi, ∂B/∂r. Các dấu cộng chỉ ra những khu vực tăng vận tốc tiếp tuyến bởi hoàn lưu thứ cấp. Khu vực khoanh trong chỉ ra dòng xiết tiếp tuyến V3. 14 Một phân tích về động lượng chỉ ra cách các xoáy động lực tạo ra sự chênh lệch cấu trúc giữa các ổ đối lưu bên trong và bên ngoài. Với dòng thăng mạnh hơn, ổ đối lưu phía ngoài có chuyển động thẳng đứng cũng phát triển mạnh hơn và dẫn đến các dòng đi ra ở mực độ cao lớn hơn và tốc độ dòng xiết tiếp tuyến lớn hơn. Trong khi đó, các ổ đối lưu phía trong có dòng tiếp tuyến và dòng đi vào mực thấp mạnh hơn, dẫn đến dòng xiết tiếp tuyến ở mực thấp hơn vì dòng thăng yếu không thể nâng gió tiếp tuyến đến mực cao hơn. Trong khi những xoáy động lực ảnh hưởng tới cấu trúc qui mô đối lưu của các vùng mưa xung quanh, các cấu trúc tuần hoàn cũng có thể ảnh hưởng ngược trở lại đến cấu trúc xoáy tổng thể. Dòng xiết phát sinh do đối lưu có “supergradient” và tồn tại ở mực thấp nhiều khả năng sẽ nâng cao hơn nữa đối lưu bên trong lõi. Đối lưu tăng cường này có thể thúc đẩy sự hình thành một mắt bão thứ cấp. 1.3. Một số nghiên cứu trong và ngoài nƣớc Có rất nhiều nghiên cứu đã được thực hiện để xác định các yếu tố kết hợp với bão gây ra lượng mưa lớn. Fang và cộng sự ( 2010)[19], nghiên cứu các yếu tố đóng góp cho lượng mưa lớn gây ra bởi bão Morakot (2009) đổ bộ vào khu vực Đài Loan, gây ra lượng mưa lớn nhất trong vòng 50 năm tại khu vực này. Họ thấy rằng tổng lượng mưa trên Đài loan gần với sự nghịch đảo tốc độ dịch chuyển của bão hơn là cường độ bão. Sự đổ bộ của bão Morakhot trên khu vực Đài Loan xảy ra kết hợp với giai đoạn xoáy của dao động mùa, nó nâng cao dòng nền gió mùa tây nam. Lượng mưa lớn gây ra bởi sự di chuyển cực chậm của bão trong cả hai giai đoạn đổ bộ và sau đổ bộ và hệ thống tiếp diễn của đối lưu qui mô vừa với độ ẩm có nguồn gốc từ gió mùa tây nam. Một nghiên cứu 19 cơn bão nhiệt đới với quĩ đạo tương tự bão Morakot cho thấy rằng tốc độ dịch chuyển chậm của Morakot có liên quan chặt chẽ đến sự mở rộng theo hướng tây bắc của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương (PSH) và những hệ thống áp thấp rộng lớn (có liên quan đến bão Etau và bão Goni) xung quanh bão Morakot. Cụ thể nó gây ra bởi dòng dẫn yếu dần tại mực cao mà kết quả chủ yếu là do sự suy yếu của PSH, và sự nghiêng về phía Tây Nam của bão Etau. Sau sự đổ bộ của bão, hoàn lưu bão Goni hợp nhất với dòng gió đông nam, 15 kết quả trong dải vận chuyển độ ẩm đó là dải mang độ ẩm cực đại dịch chuyển vể phía đông bắc. Đặc trưng đối lưu qui mô trung bình xảy ra trên dải hội tụ hướng đông tây và trên dốc núi hướng nam của Đài Loan. Đường đối lưu có liên quan với nguồn ẩm lớn mực thấp bởi hoàn lưu tây bắc của bão Morakot và dòng gió Tây Nam. Nó cho thấy thời gian tồn tại khá lâu của bão Morakot trong khu vực Đài Loan, tương tác của gió mùa Tây Nam và hoàn lưu bão, đối lưu qui mô trung bình, và sự xuất hiện của địa hình là yếu tố chính trong sự phát sinh lượng mưa cực lớn. Chun-Chieh Wu (2001)[11], sử dụng mô hình bão GFDL (Geophysical Fluid Dynamics Laboratory) để nghiên cứu sự phát triển của bão Gladys (1994) và sự tương tác của nó đến địa hình Đài Loan. Kết quả cho thấy tác động địa hình của Đài Loan làm giảm tốc độ dịch chuyển của cơn bão Gladys và đồng thời làm lệch hướng di chuyển của cơn bão (cụ thể trong trường hợp này tác động của địa hình làm nó dịch chuyển lêch về phía Nam khi tiếp cận Đài Loan). Mặt khác bão Gladys tăng tốc và hướng về phía Tây Bắc khi đi qua Đài Loan (có thể nguyên nhân là do các quá trình ẩm). Trong một nghiên cứu của Wu và cộng sự (2002)[12], tiến hành một loạt các thử nghiệm số để kiểm tra khả năng dự báo của mô hình qui mô trung bình về sự thay đổi quĩ đạo, cường độ và sự phân bố chi tiết lượng mưa có liên quan đến bão Herb (1996). Nhóm nghiên cứu sử dụng mô hình MM5 với độ phân giải lưới ngang 2.2 km, và đã mô phỏng thành công sự phân bố mưa qui mô trung bình có liên quan đến bão Herb, và dự báo lượng mưa cực đại trong vòng 24h đạt khoảng 70 % so với thực đo ( dự báo 1199 mm trong khi giá trị lượng mưa thực đo là 1736 mm) tại núi A-Li. Nhóm tác giả đánh giá khả năng mô phỏng thành công của mô hình về lượng mưa phụ thuộc vào hai yếu tố: độ phân giải lưới ngang của mô hình và khả năng mô tả địa hình của nó. Sự tồn tại của dãy núi khu vực trung tâm chỉ tác động rất ít tới quĩ đạo bão, nhưng lại đóng vai trò cực kì quan trọng trong việc gia tăng đáng kể tổng lượng mưa trên khu vực Đài Loan. Trong một nghiên cứu của Kenji Yoshida [38] tác giả đã tiến hành thử nghiệm bằng mô hình MM5 nhằm xác định ảnh hưởng của bão MAGGIE đối với 16 hiện tượng mưa lớn xảy ra trên vùng Kyushu. Trong nghiên cứu này tác giả sử dụng lưới lồng với hai miền tính, miền 1 gồm 140×160 ô lưới với độ phân giải ngang 45 km, miền 2 gồm 250 x 250 ô lưới với độ phân giải ngang 15 km. Mô hình chạy trên 27 mực thẳng đứng. Điều kiện ban đầu và điều kiện biên được lấy từ số liệu tái phân tích JRA-25, nhiệt độ mặt nước biển lấy từ NOAA. Nhóm nghiên cứu sử dụng sơ đồ đối lưu Betts–Miller đối với miền 1, và Kain–Fritsch đối với miền 2. Với giả thiết độ cao địa hình mô phỏng phụ thuộc mô hình và thấp hơn thực tế khoảng 1000m. Tác giả thực hiện 4 thử nghiệm: 1) Thử nghiệm kiểm soát (Control Experiment – Ctl), do những dữ liệu ban đầu là quá thô để có thể mô phỏng một cơn bão do đó xoáy bão thực được tách ra và xoáy giả được cài vào để chạy thử nghiệm. Vị trí và tốc độ gió cực đại của xoáy giả được thiết lập phù hợp với dữ liệu của JMA. 2) Ở thử nghiệm thứ 2 bão được loại bỏ hoàn toàn ( No-Typhoon experiment ( NTy)). 3) Địa hình của Đài Loan được thay thế bởi đại dương trong thử nghiệm thứ 3 ( No-Taiwan experiment (NTw)). 4) Áp thấp được loại bỏ trong thử nghiệm 4 (No-Tropical Depression experiment (NTD)). Mô hình chạy cho năm ngày từ 18 UTC 3/6/1999 đến 18 UTC 8/6/1999. Mỗi thí nghiệm được chạy trước thời điểm bão MAGGIE tiếp cận Đài Loan hai ngày và trước hiện tượng mưa lớn ở Kyushu ba ngày. Kết quả được cập nhật mỗi giờ một lần. Kết quả nghiên cứu cho thấy lượng mưa ở Kyushu và các khu vực xung quanh giảm đáng kể so với thực tế trong cả ba thử nghiệm NTy, NTw, NTD đặc biệt là đối với thử nghiệm NTy, còn đối với thử nghiệm CTL cho kết quả khá sát với thực tế. Kết quả này chỉ ra rằng sự tồn tại của bão Maggie là cần thiết cho sự phát triển của mưa lớn ở Kyushu, bên cạnh đó áp thấp nhiệt đới từ xa và địa hình của Đài Loan cũng có đóng góp quan trọng. Bão Maggie cũng góp phần vào việc xâm nhập về phía bắc của vùng xoáy tiềm năng thấp (phần mở rộng của áp cao Thái Bình Dương) và sự hình thành của các khu xoáy tiềm năng cao gần Đài Loan. Các áp thấp góp phần tăng xoáy tiềm năng và độ ẩm gần Đài Loan, và địa hình của Đài Loan là rất quan trọng để hình thành các vùng xoáy tiềm năng cao. 17 Byron E. Gleason (2006) [21], tiến hành nghiên cứu đặc điểm vật lý và