Xem mẫu
- 21
trở thành dông siêu ổ và tạo nên vòi rồ ng. Đường tầng kết và đường đ iể m sương trong
profile nhiệt ẩm loạ i này tạo nên một dạng như khẩu súng lục nên người ta còn gọ i dạng
profile nhiệt ẩm này là profile “súng lục”.
Hình 5.15.
Ví dụ về profile nhi ệt ẩm loại 2. Ở đây cho thấy sự thăng lên của m ột
phần tử khí (Phil Alford, 1995)
Hình 5.16.
Đường đậm nét biểu di ễn các phần tử có khả năng giáng
xuống (Phil Alford, 1995)
Trên hình 5.16 biểu diễn một ví dụ về dạng này. Dòng giáng ẩ m điển hình trong thám
trắc 3 giờ trước khi một dòng giáng bao quanh vị trí quan trắc có gió giật trong một trận
mưa rào. Ta thấ y là lớp khô tác độ ng như một nguồ n thế năng của không khí lạnh giáng
xuố ng.
Biến dạng của profile nhiệt ẩm lo ại 2 là trường hợp tồn tạ i một lớp khô
mực giữa tầng đố i lưu phía trên lớp bất ổn định có điều kiện ẩm dày (Hình 5.16). Các điề u
- 22
kiện có thể dẫn đến sự hình thành dóng giáng ẩm thậ m chí là từ một ổ bình thường.
Hình 5.17.
Ví dụ về profile nhi ệt ẩm loại 3 (profile nhi ệt ẩm mùa lạnh) (Phil
Alford, 1995)
Profile nhiệt ẩm lo ại 3 là profile nhiệt ẩm trước dông trong không khí lạnh (Hình 5.17)
với đặc trưng là không khí lạnh hơn rất nhiều (nhiệt độ bề mặt từ 20oC), độ bất ổn định vừa,
đỉnh đố i lưu nằm khá thấp (300-500 mb). Các dạng tầng kết này là khá phổ biến trong các
trường hợp sau front vào mùa lạnh.
Hình 5.18.
Một ví dụ về profile nhi ệt ẩm loại IV-dạng chữ V ngượ c. Mô
tả m ực đối lưu tự do và phần tử khí thăng lên. Đây là m ột
lớp có độ dầy cực đại (Bluestein, 1993)
Profile nhiệt ẩm lo ại 4 là dạng profile nhiệt ẩ m “V ngược” (Hình 5.18). Đây là đặc tính
chung đố i vớ i các trường hợp hình thành dông khan trên lục đ ịa. Nhờ có không khí khô cực
đại mực thấp, các cơn dông này bắt đầu phát triển ở độ cao rất lớn. Các dòng thăng trong
mây có thể có cường độ không lớn khi gradien đoạn nhiệt thẳng đứng đủ lớn nhưng mư a
trong trường hợp này không lớn, nhất là tại bề mặt. Thời tiết xấu phát triển từ môi trường
nhiệt độ ng này là sự phá hu ỷ của gió bề mặt dưới dạng các dòng giáng khô.
Hình 5.19 đặc trưng cho một profile nhiệt ẩm phố i hợp từ một số cơn dông xuất phát từ
dòng giáng khô. Ở Úc các profile nhiệt ẩm “V ngược” phát triển trong những khố i không
khí khô (thường là trên các đảo) trong thời gian nóng trong năm. Vào buổ i sáng sớm các
- 23
thám sát có đặc trưng là nghịch nhiệt bức xạ mỏ ng ở bề mặt và sau đó bị tan đi do đốt nóng
vào ban ngày.
Hình 5.19.
Sự phối hợp 5 thám trắc buổi chiều đối với 5 dòng giáng khô tạo ra gió m ạnh
(Colorado, USA, 0000 UTC, mùa hè từ Caracena và các cộng sự, 1989)
Khi xét các nhân tố nhiệt độ ng lực gây dông theo các frofil nhiệt ẩm cần nhớ là dạng và
qui mô của sự phát triển dông phụ t huộc vào nhiều nhân tố chứ không chỉ là profile nhiệt
động môi trường và khi đánh giá các đặc trưng nhiệt độ ng lực. Ta cần phả i được đảm bảo
rằng bất kỳ một thám sát nào trong khu vực đều biểu diễn môi trường trước dông trong đó
đố i lưu sẽ hình thành. Không khí khí quyển luôn chuyển độ ng và cùng với chuyển động đó
là sự vận chuyển nhiệt ẩ m theo chiều ngang và theo chiều thẳng đứng. Chính vì vậy profile
nhiệt ẩm cũng biến đổ i theo thời gian. Việc xác định những nhân tố làm biến đổ i profile
nhiệt ẩ m rất cần trong dự báo điều kiện nhiệt động lực trước cơn dông sẽ được trình bày ở
hai mục tiếp theo.
5.8 CÁC NHÂN TỐ LÀM BIẾN ĐỔI PROFILE NHIỆT ẨM
Dự báo profile nhiệt ẩm là cơ sở cần thiết cho dự báo dông. Cần suy luận ra cấu trúc
nhiệt độ ng lực giữa các profile nhiệt ẩm quan trắc được để dự đoán sự biến đổ i theo thời
gian của cấu trúc đó cho thời hạn dự báo.
5.8.1 Các quá trình làm biến đổi profile nhiệt
Có thể mô tả sự biến đổ i đ ịa phương của nhiệt độ bằng phương trình:
⎛ ∂T ∂T ⎞
∂T Q
− ( γd − γ ) w − ⎜ u
=− +v
∂y ⎟
∂t ∂x
C pm ⎝ ⎠
ở đây
Cpm : nhiệt dung riêng của không khí ẩm với khí áp không đổi,
Q: t ỷ lệ đốt nóng đoạn nhiệt,
- 24
γd : gradien đoạn nhiệt khô,
∂T
γ− : gradien thẳng đứng của nhiệt độ môi trường,
∂z
w: tốc độ thẳng đứng.
Như vậy là sự biến đổ i nhiệt độ địa phương phụ thuộc vào ba nhân tố: đốt nóng hay
lạnh đ i đoạn nhiệt nhất là ở gần mặt đất, nơ i lý thuyết đố i lưu chất điể m không tính đến sự
cuố n hút của không khí từ bên ngoài vào hệ t hố ng được giả t hiết là không đáng kể, chuyển
động thẳng đứng và bình lưu nhiệt độ theo chiều ngang. Ta hãy xét từng nhân tố:
1. Sự đốt nóng hay lạnh đi đoạn nhiệt gây nên do sự bức xạ sóng dài hay sóng ngắn
trong mây hay trong khu vực quang mây, kết hợp với sự truyền nhiệt phân tử, xáo trộn rố i
cơ học hay với xáo trộn đố i lưu (đặc biệt là ở gần mặt đất), ngưng kết và bố c hơ i gần mặt
đất hay trong mây, trong mưa. Quá trình lớn nhất ở đây là sự đốt nóng hay lạnh đi củ a
không khí sát mặt đất do sự đốt nóng mặt đất của bức xạ mặt trời hay sự phát xạ sóng dài từ
mặt đất, sự di chuyển của không khí phía trên làm mặt lạnh hay nóng. Sự lạnh đi do phát xạ
trong khu vực quang mây ước khoảng 1-2oC/ ngày ở phần giữa và phần trên tầng đố i lưu.
2. Chuyển động thẳng đứng (do cưỡng bức địa hình hay cưỡng bức độ ng lực học) dẫ n
đến sự biến đổ i đoạn nhiệt, bình lưu nhiệt độ t heo chiều thẳng đứng và sự biến đổ i gradien
thẳng đứng của nhiệt độ do sự nén hay dãn nở theo chiều thẳng đứng. Chuyển độ ng thẳng
đứng đặc biệt có tác độ ng biến đổ i gradien nhiệt độ thẳng đứng ở mặt đất khi chuyển động
này mạnh.
3. Bình lưu nhiệt độ t heo chiều ngang đóng vai trò quan trọng trong sự biến đổ i cấu trúc
thẳng đứng của nhiệt độ. Hiệu quả của nó rất khó đánh giá do bình lưu nóng thường liên
quan vớ i chuyển độ ng thăng và ngược lạ i, đố i với bình lưu lạnh. Bình lưu nhiệt độ có thể có
đặc tính bình lưu lạnh và bình lưu nóng, đố i với các lớp khác nhau và có thể làm biến đổ i
gradien 1oC/ km trong 3 giờ (Doswell, 1982). Theo số liệu thám sát gió ta có thể xác định
sự tăng, giả m của bình lưu nóng lạnh ở các tầng như chỉ dẫn trong chương 3 (Khí tượng
synôp phần cơ sở).
5.8.2 Những quá trình biến đổi profile ẩm
Sự biến đổ i cá thể của độ ẩm riêng có thể được biểu diễn bằng phương trình:
∂q dq ⎛ ∂q ∂q ⎞ ∂q
= − ⎜u +v ⎟−w
∂t dt ⎝ ∂x ∂y ⎠ ∂z
ở đây:
q: độ ẩm riêng.
w: tốc độ thẳng đứng.
∂q ∂q
+ v : bình lưu ngang của độ ẩm riêng.
u
∂x ∂y
Trong vế phải: thành phần thứ nhất bao gồ m những sự biến đổ i theo thời gian, nó có thể
bao gồ m cả sự biến đổ i pha hơ i nước trong phần tử mây và trao đổ i rố i của hơi nước. Các
thành phần khác là bình lưu ngang và bình lưu thẳng đứng của độ ẩm.
- 25
Quá trình biến đổ i pha làm biến đổ i lượng ẩm gồ m: quá trình tăng dung lượng ẩm do
chuyển độ ng của phần tử khí khi có bốc hơi và sự thăng hoa của băng trong mây hay trong
không khí khi có mưa. Quá trình giảm dung lượng ẩm của phần tử đố i lưu do ngưng kết hơ i
nước hay băng tan trong mây. Sự trao đổ i rố i của hơi nước, bình lưu ẩ m gồ m cả sự trao đổ i
rố i giữa phần tử đố i lưu và môi trường. Chuyển động thẳng đứng đóng vai trò quan trọ ng
trong sự biến đổ i dung lượng ẩm của không khí, đặc biệt là ở các lớp không khí gần mặt đất
hay xung quanh mây. Độ ẩ m riêng trong không khí sát mặt đất thường lớn hơn trong không
khí trên cao do bốc hơi từ mặt đất ẩm, hay thoát hơi từ thảm thực vật. Chuyển độ ng rố i, cơ
chế đố i lưu hay cơ chế độ ng lực tạo các xoáy rố i gây nên sự trao đổ i giữa không khí ẩm bố c
lên từ mực thấp vớ i không khí khô giáng xuống từ trên cao. Cường độ của quá trình vận
chuyển hơi nước lên cao phụ t huộc vào: độ ẩm của mặt đất, gradien thẳng đứng của hệ số
trao đổ i rố i, độ gồ ghề của bề mặt, độ ổ n định mực dướ i, tốc độ g ió gần mặt đất, độ đứt gió
mực dưới, và cường độ của lớp nghịch nhiệt tại đỉnh lớp xáo trộn.
Bình lưu ẩm theo chiều ngang làm biến đổ i profile ẩ m do chuyển độ ng ngang của
không khí trong khí quyển với gradien ngang của hơ i nước. Bình lưu ẩm theo chiều thẳng
đứng thường làm biến đổ i dung lượng ẩ m do chuyển độ ng thẳng đứng của không khí trong
khí quyển vớ i gradien thẳng đứng của hơi nước. Đôi khi quá trình này có thể được bỏ qua
∂q
khi xét điều kiện trước khi xả y ra đố i lưu do gần bằng không trong lớp xáo trộn mạnh
∂z
và tốc độ thẳng đứng w gần mặt đệm cũng nhỏ.
5.9 CÁC CÔNG CỤ PHÂN TÍCH VAI TRÒ CỦA ĐỘ ĐỨT THẲNG
ĐỨNG CỦA GIÓ ĐỐI VỚI SỰ HÌNH THÀNH VÀ PHÁT TRIỂN
DÔNG
Đặc trưng độ đứt thẳng đứng của gió có ý nghĩa quan trọng trong việc kiểm soát diễ n
biến của dông trong môi trường nhiệt độ ng lực nhất định. Độ đứt thẳng đứng của gió môi
trường trong lớp 6 km dưới cùng có liên quan với dông có sắp xếp. Nghiên cứu profile gió
có ý nghĩa quan trọng trong việc nhận biết khả năng phát triển siêu ổ dông và đường tố.
5.9.1 Toán đồ mô tả profile gió
Toán đồ gió là toán đồ trên tọa độ cực với đường nố i các đuôi của vectơ g ió tại các độ
cao, đường này còn được gọ i là đường đầu tốc (Hình 5.20). Ở mỗ i đầu vectơ có ghi rõ độ
cao.
- 26
Hình 5.20.
Ví dụ toán đồ gió với các đi ểm chỉ tốc độ gió quan trắc đượ c trên các độ cao. Chuyển
động quan trắc đượ c hay dự báo được đánh dấu bằng vect ơ S. Với vectơ S ta có th ể
tính tốc độ gió tương ứng với dông (Phil Alford, 1995)
Toán đồ gió chính là hình chiếu của vectơ g ió ở các độ cao lên trên một mặt phẳng. Mỗ i
đoạn của toán đồ biểu diễn sự biến đổ i của gió hay độ đứt thẳng đứng của gió giữa hai mự c
(Hình 5.20). Toàn bộ toán đồ cho ta thông tin về profile thẳng đứng của gió, kể cả sự quay
của gió theo chiều cao và dạng quay theo chiều phả i hay quay trái theo chiều cao và dạng
quay theo chiều cao của vectơ độ đứt thẳng đứng của gió theo chiều cao. Dông và sự
chuyển độ ng của dông có thể được biểu diễn như một điể m trên toán đồ gió. Tiếp đó, gió
tương ứng với dông có thể được xác đ ịnh một cách dễ dàng trên toán đồ gió bằng cách hình
dung vectơ gió (tương đố i) kéo dài từ đầu vectơ chuyển động của dông.
Hình 5.21.
Mô tả toán đồ gió bằng tập hợp hình chi ếu vectơ gió trên các độ cao
trên m ột m ặt phẳng (Phil Alford, 1995)
5.9.2 Nguyên nhân xuất hiện độ đứt thẳng đứng của gió
Độ đứt thẳng đứng của gió xuất hiện do gió nhiệt đó là độ đứt thẳng đứng của gió địa
chuyển qua một lớp do sự phân bố không đều của nhiệt độ theo chiều ngang. Độ đứt thẳng
đứng của gió mạnh nhất ở miền ôn đới với gradien nhiệt độ theo hướng bắc nam lớn tạo đới
- 27
gió tây mạnh, tăng cường theo chiều cao.
Trong lớp biên, theo chiều cao gió quay phải đến khi ma sát bằng không trên đỉnh lớp biên
thì vectơ gió tiếp tuyến với đường đẳng áp. Sự lạnh đi của phần trên lớp biên vào buổi chiều
làm tăng tốc độ gió và tăng độ đứt thẳng đứng của gió.
Các quá trình phi đ ịa chuyển một phần do ma sát có thể gây ảnh hưởng lớn đến độ đứt
thẳng đứng của gió. Chẳng hạn, phân k ỳ mực cao ở phía phải dòng xiết trên cao liên quan
với sự g iả m khí áp mặt đất có thể dẫn tới sự hình thành hoàn lưu phi địa chuyển phía dưới
dòng xiết và tạo nên độ đứt thẳng đứng của gió đ ịa chuyển.
5.9.3 Hiệu ứng của độ đứt thẳng đứng của gió đối với sự phát triển đối lưu
Các yếu tố đố i lưu quy mô lớn vớ i dòng thăng mạ nh có liên quan với độ đứt thẳng đứng
của gió lớn. Vai trò quan trọ ng của độ đứt thẳng đứng của gió là ở chỗ nó giúp duy trì dòng
đi vào dông của không khí ẩ m để "thúc đẩ y" dòng thăng và thúc đẩy dòng giáng (Doswell,
1982). Độ đứt thẳng đứng của gió không chỉ duy trì các dòng không khí trong cơn dông
mạnh trong thờ i gian dài mà còn hỗ trợ, tách các dòng này riêng ra và thậm chí tương tác
hơn là cản trở sự phát triển của dông. Độ đứt thẳng đứng của gió là độ ng lực di chuyển củ a
dông, duy trì front gió giật, làm tăng sự hộ i tụ ở front gió giật, khởi đầu dòng thăng. Khả
năng duy trì front gió giật là nhân tố quan trọ ng duy trì sự ổ n định của dông đường tố và
dông siêu ổ. Độ đứt thẳng đứng của gió lớn nói chung làm giảm mưa trong dông do nó làm
tăng sự cuố n hút của không khí vào dòng thăng.
5.9.4 Mối liên quan giữa độ đứt thẳng đứng của gió với sự phát triển của dông
Profile gió thẳng đứng có liên quan với xoáy mực giữa trong dòng thăng dẫn t ới khả
năng xuất hiện dòng thăng và duy trì sự tập trung xoáy trong lố c. Dòng đ i vào mực thấp sau
đó nhập vớ i dòng thăng. Quan hệ giữa độ đứt thẳng đứng của gió và lo ại dông được biể u
diễn trên hình 5.22. Đó là các toán đồ gió đ iển hình trong các trường hợp hình thành dông
tồn tại trong thờ i gian ngắn, dông mạnh đa ổ và dông mạnh siêu ổ tồn tại trong thời gian dài,
dông càng mạnh độ đứt gió càng phả i lớn.
c/
Hình 5.22.
Toán đồ gió tổng hợp đối với môi trường trước dông của (a) Dông
thường tồn tại trong thời gian ngắn; (b) Dông m ạnh đa ổ; (c)
Dông m ạnh siêu ổ (Chisolm và Renick, 1972)
Loại profile gió trong môi trường dông mạnh đa ổ có độ đứt thẳng đứng của gió kho ảng
- 28
5 kts/km. Môi trường trong dông đa ổ có toán đồ gió thẳng nhưng có thể có nhiều biế n
dạng.
Trong lớp dưới chân mây của môi trường dông siêu ổ có độ đứt thẳng đứng của gió lớ n
hơn, trung bình là 14kts/km. Weisman (1982) cho thấ y toán đồ gió trong trường hợp này
quay lớn hơn 90o t heo chiều xoáy nghịch với tốc độ gió lớn hơn 20kts, có độ xoáy tương đố i
khá lớn trong lớp 3 km dưới cùng.
Dùng profile gió kỳ quan trắc cuố i của trạm cao không gần nhất có thể dự đoán sự biến
đổ i của proflie gió trong tương lai. Ta cũng có thể dùng toán đồ gió phố i hợp với kết quả
t ính gió trên cao, tại mặt đất, biến đổ i gió mặt đất, gió sườn núi, gió lớp biên. Cần lưu ý đế n
sự biến đổ i khí áp, sự quay của gió theo chiều cao và sự tăng cường của gió do dòng xiết
mực thấp.
5.10 CÁC CHỈ SỐ DỰ BÁO DÔNG
5.10.1 Nhận xét chung
Ngoài các frofil nhiệt ẩm người ta còn dùng một số chỉ số tổng hợp trong phân tích và
dự báo dông. Một số chỉ số dự báo dông được xác đ ịnh bằng cách dùng tổ hợp các đại trưng
T (nhiệt độ), Td (điể m sương), θ (nhiệt độ thế vị), θe (nhiệt độ thế vị tương đương), r (độ ẩm
tương đố i) v.v... tại các mực.
Hầu như tất cả các chỉ số đều là thước đo khả năng có dòng thăng hay dòng giáng hay
sự cản trở dòng thăng nhưng phần lớn chúng đều chứa rất ít các thông tin về lo ại thời tiết
đố i lưu sắp tới. Các thử nghiệ m xây dựng chỉ số cụ thể là rất cần thiết đố i với bất kỳ một
trạm riêng lẻ nào, vì các giá trị của chỉ số thường biến đổ i theo mùa và theo điều kiện đ ịa lý.
Dưới đây là một số chỉ số thường được dùng trong các thực nghiệ m phân tích và dự báo
dông hiện đang được sử dụng rộ ng rãi.
5.10.2 Thế năng có khả năng đối lưu (CAPE)
Có thể nói CAPE (Convective Available Potential Energy) là thước đo chính xác nhất
về cường độ dòng thăng đố i lưu. Nó được biểu diễn như là năng lượng nổ i tiềm năng theo lý
thuyết phần tử đơn thuần đố i với một phần tử khí lớp biên khi nó được nâng lên từ mực đố i
lưu nâng tự do (LFC) đến mực cân bằng (EL) (Hình 5.2) (Moncrieff và Green, 1972).
Biểu thức toán họ c của CAPE là:
EL
Tv '(z) − Tv(z)
∫
CAPE = g dz
Tv(z)
LFC
trong đó Tv’ (z) là profile nhiệt độ ảo của phần tử khí bề mặt, nâng lên đoạn nhiệt bão
hoà từ mực đố i lưu nâng tự do (LFC) hạt khí và Tv (z) là profile nhiệt độ ảo của môi trường
theo phương thẳng đứng. CAPE là kết quả tổng hợp của lực nổ i từ mực LFC đến mực EL và
được biểu diễn trên toán đồ T nghiêng – logP là phần diện tích dương giữa đường trạng thái
(đường phần tử sẽ thăng lên) và profile nhiệt ẩm (đường nhiệt độ môi trường). Trên toán đồ
nghiêng (chẳng hạn toán đồ F160 Australian) thì 1 diện tích bằng 1cm2 có giá trị bằng 58J.
Thông thường người ta sử dụng nhiệt độ thường trong các công thức tính CAPE hơn là
nhiệt độ ảo như trong phương trình trên. Đ iều này có thể dẫn đến kết quả CAPE thấp hơn so
với thực tế đố i với các môi trường có CAPE nhỏ và đố i với các môi trường mà các mự c
- 29
thấp có độ ẩm lớn và mực giữa rất khô (một môi trường phổ biến đố i với các cơn dông
mạnh).
Để chuẩn hoá việc tính toán CAPE, Doswell và Ramussen (1994) đã đưa ra phương
pháp dưới đây:
1, Chọ n phần tử khí bất ổ n định nhất tại mực thấp dưới 300 mb trong profile nhiệt ẩm
(dự báo).
2, Dựng đường nâng lên của các phần tử khí sử dụng đường đoạn nhiệt khô và đoạn
nhiệt ẩm.
3, Chuyển các profile nhiệt độ phần tử và profile nhiệt độ môi trường sang profile nhiệt
độ ảo.
4, Tính CAPE theo phương trình tính CAPE nói trên.
Độ lớn của CAPE có thể đạt đến 5000 J/kg hoặc cao hơn nhưng nói chung nó dao độ ng
trong khoảng từ 1000-2000 J/kg đố i vớ i các môi trường có độ bất ổn đ ịnh vừa và từ 2000-
4000 J/kg đố i với các môi trường đố i lưu mùa ẩm có độ bất ổ n định lớn. Người ta nhận thấ y
rằng CAPE là một chỉ số phân biệt các cơn dông mạnh và dông không mạnh rất tốt, đặc biệt
là với mưa đá (Ryan, 1992a). Đố i với các cơn dông mùa ẩm: mưa đá lớn (≥ 2 c m) liên quan
đến CAPE lớn hơn 1500 J/kg, mưa đá rất lớn liên quan đến CAPE lớn hơn 2500 J/kg.
Dự báo viên cần lưu ý khi ứng dụng các chỉ t iêu nói trên, do sự tăng cường dòng thăng
trong các siêu ổ làm tan mưa đá. Trong mùa lạnh, các giá trị CAPE thường thấp hơn giá trị
điển hình, dao độ ng trong khoảng từ 200-1000 J/kg do mực cân bằng (EL) nằm thấp hơn.
Nếu các ảnh hưởng của nhiễu độ ng khí áp, lượng nước mang tới, sự đóng băng, lực ma
sát, sự xáo trộn và bồ i hoàn do dòng giáng được bỏ qua, CAPE có thể có mố i quan hệ trực
tiếp với vận tốc thẳng đứng cực đạ i của một phần tử khí có được khi lực nổ i nâng hạt khí t ừ
mực đố i lưu tự do LFC tới mực cân bằng EL:
1
Wmax = (2 x CAPE) 2 .
Chẳng hạn nếu CAPE có giá trị bằng 2500 J/kg thì có thể t ính được độ lớn có thể của
dòng thăng là 70m/s. Tuy nhiên, các ảnh hưởng đã bị bỏ qua do lý thuyết phân tử được nhắ c
đến ở trên có xu hướng làm giả m các ước lượng đến 50%.
Cường độ của các cơn dông có thể phụ thuộc lớn vào đại lượng CAPE. Ví dụ nhiều
thám sát nhiệt đới có CAPE rất lớn nhưng nó lạ i được phân bố trong một diện tích dương
dày và hẹp hơn so với profile nhiệt ẩm ở lục địa vĩ độ trung bình với cùng một CAPE. Do
đó, ảnh hưởng của lượng hơi nước mang vào, đặc biệt là trong các phần thấp của mây đố i
lưu, thường tương đố i lớn hơn so với các trường hợp nhiệt đới vì lực nổ i yếu hơn.
Tương tự, các cơn lố c không có siêu ổ có khả năng hình thành lớn hơn trong các phần
dưới của mây đố i lưu, nơi gradien của nhiệt độ thẳng đứng ngay trên mực đố i lưu tự do
(LFC) đạt cực đạ i. Thậm chí đố i với các lốc siêu ổ người ta có thể hình dung rằng gia tốc
lớ n phía trên mực đố i lưu tự do (LFC) sẽ duy trì trong thời gian dài và tập trung dòng xoáy
vào dòng thăng dưới mực đố i lưu tự do (LFC) mộ t cách có hiệu quả.
Cuố i cùng cần lưu ý rằng CAPE rất dễ bị ảnh hưởng bởi t ỷ lệ hỗ n hợp được gán cho các
phần tử đố i lưu. Chỉ cần t ỷ số hỗ n hợp tăng lên 1g/kg thì có thể làm CAPE tăng lên tới 20%
(Bluestein, 1993a) nếu không khí mực thấp rất ẩm.
- 30
5.10.3 Chỉ số tổng của tổng chỉ số (Total-total index)
Chỉ số tổng các tổng chỉ số (Miller, 1972) được tính toán một cách dễ dàng từ các số
liệu thám sát tại mực chuẩn
TOTA = T850 + Td850 -2 T500
ở đây: T850 và T500 - nhiệt độ tại mực 850 và 500mb và Td850 điể m sương tạ i mực
850mb
Như tên của nó, chỉ số TOTA là tổng của chỉ số t ính theo chiều ngang (CT) và chỉ số
t ính theo chiều thẳng đứng (VT).
CT = Td850 - T500
VT = T850 -T500
trong đó chỉ số CT rất ít khi được sử dụng.
Khả năng hình thành dông tương ứng vớ i các giá trị của TOTA được tổng kết như sau:
TOTA
44-45 Đối lưu có thể xảy ra
46-49 Dông đơ n l ẻ hay m ột số dông thườ ng
50-55 Nhóm dông thường
≥56 Nhóm dông thườ ng cho đến dông m ạnh đơn l ẻ và nhi ều dông thường với dông
m ạnh từng nhóm
Tóm lại: TOTA>44 có khả năng xả y ra dông. TOTA≥ 56 có khả năng xảy ra dông
mạnh.
Cần thận trọng khi sử dụng TOTA được tính từ các thám sát riêng lẻ vì môi trường tại
mực 850 mb có thể không tiêu biểu cho dòng đi vào của một cơn dông bất k ỳ và nhiệt độ tại
mực 500 mb có thể không phải là đại biểu chung của lực nổ i của phần tử khí (ví dụ các cơn
dông trong không khí lạnh hình thành trong các môi trường trong đó đỉnh tầng đố i lưu nằ m
thấp hơn mực 500 mb).
Chỉ số các tổng thẳng đứng (VT) là sự giả m nhiệt độ từ mực 850 mb đến 500 mb. Do
đó, nó là một thước đo bất ổn định có điều kiện trên lớp biên và rất có lợi, nhất là khi điể m
sương tại mực 850 mb không có tính đại biểu hoặc khi trong mô hình dự báo điể m sương ở
mực 850 mb bị cho là đáng nghi ngờ. Nghiên cứu các tầng kết trước dông cho 1500 trường
hợp ở Sydney (Alford, 1992) và các tầng kết trước dông cho 900 trường hợp ở Melbourne
(Gigliotti và các cộ ng sự, 1992) cho thấ y các cơn dông bắt đầu vào buổ i chiều muộ n có thể
xảy ra ở Sydney giữa tháng 11 đến tháng 3 cho 1500 trường hợp với VT > 25 và TOTA >
44. Các cơn dông sau buổ i sáng và buổ i chiều có thể xuất hiện ở Melbourne trong 900
trường hợp VT >22 và TOTA>40.
Gigliotti đã chỉ ra rằng chỉ số TOTA cần được sử dụng một cách có giớ i hạn khi lớp
mây bên dưới khô và chỉ số này không dùng dự báo cường độ của các
cơn dông.
5.10.4 Chỉ số nâng bề mặt (Surface lifted index - SLI)
Tất cả các chỉ số ổn định nói trên đều có nhược điểm chung đó là việc chúng chỉ có giá trị
tại 00 UTC và 1200 UTC đố i với một vài trạm có phản hồ i rađa đủ trên một diện rộng (trung
bình là >480 km). Điều này gây khó khăn cho các dự đoán chi tiết để xác định những vùng có
- 31
diện tích nhỏ có khả năng xuất hiện dông.
Chỉ số nâng bề mặt (SLI) về t ính ổ n định đã được tìm ra bằng cách sử dụng mạng lưới
trạm quan trắc dày đặc ở dướ i mặt đất để ước lượng sự biến đổ i theo phương ngang của lực
nổ i phần tử. Đố i với trạm bất kỳ chỉ số nâng bề mặt (SLI) được tính như sau:
SLI=Tmôi trường(500)-LPT(500)
trong đó Tmôi trường (500) là ước lượng của nhiệt độ bề mặt tại mực 500 mb, LPT(500)
(LPT: Lifted Parcel Temperature) là nhiệt độ nâng của hạt khí t ới mực 500mb, là nhiệt độ
mà phần tử khí phải đạt được khi được nâng từ mực ban đầu với nhiệt độ T và điể m sương
Td, áp suất p theo đường đoạn nhiệt khô đến khi bão hoà sau đó đi theo đường đoạn nhiệt
ẩm đến mực 500 mb.
Nhiệt độ môi trường ở mực 500 mb (Tmôi trường(500)) thường được xác định theo nhiệt
độ kỳ quan trắc gần nhất, nhiệt độ này có thể lấy trong thời gian khác biệt tố i đa là 12h
trước. Tuy nhiên, người ta thường hay dùng nhiệt độ dự báo theo mô hình số trị tạ i mực 500
mb.
Sai số của SLI do nhiệt độ môi trường tại mự c 500 mb nói chung nhỏ hơn so với
khoảng biến đổ i của LPT.
Ưu điể m của các giá trị SLI là nó có mật độ lớn theo thời gian và theo không gian, ta
có thể có số liệu về các tham số ổn đ ịnh hàng giờ hoặc ít nhất là 3h một ở các trạm quan trắc
mặt đất. Do đó các trường SLI đặc biệt hữu ích cho dự báo dông và là một phần quan trọng
trong đồ t hị tổ ng hợp dự báo dông. Đôi khi trong diện tích khu vực có độ bất ổ n đ ịnh cực
đại ta có thể phác hoạ một cách rõ ràng bằng một vùng hẹp với giá trị SLI nhỏ có bề ngang
- 32
Số Richardson đố i lưu, trong đó lớp mặt đất 6000m không những là thước đo độ đứt
thẳng đứng của gió trong phần dưới tầng đố i lưu mà còn là thước đo của độ ng năng của
dòng đ i vào tương ứng với dông do vectơ g ió trung bình trong lớp 6000 m dướ i cùng tương
ứng vớ i tốc độ chuyển độ ng của dông và vectơ gió trung bình trong lớp 500 m dưới cùng
biểu diễn dông mực thấp. Trong số Richardson đố i lưu có chứa CAPE là thước đo trực tiếp
của cường độ có thể của dòng thăng và dòng đi ra từ lớp biên. Như vậ y số Richardson đố i
lưu biểu diễn t ỷ lệ g iữa hai nhân tố xác đ ịnh lo ại và cấu trúc dông.
Kết quả t ính theo mô hình của Weisman và Klenp (1982, 1984) cho thấy vớ i thế năng là
dòng thăng lớn (CAPE = 2200 m2/s2) độ đứt thẳng đứng của gió nhỏ tạo nên những ổ dông
thường tồn tại trong thời gian ngắn, độ đứt thẳng đứng của gió yếu đến vừa tạo dông đa ổ và
độ đứt thẳng đứng của gió vừa đến lớn tạo dông siêu ổ hay dông siêu ổ bị chia cắt. Những
kết quả này cho phép giả t hiết là lo ại dông và sự phát triển của dông phụ t huộc vào mức độ
cân bằng khố i lượng không khí ở mực thấp đi vào dông và khả năng của dòng thăng chủ yếu
trong dông mang không khí lên lớp trên cao và phân tán ra ngoài.
Kết quả quan trắc của các lo ại dông với số Richardson đố i lưu biểu diễn trên hình 5.23
cho thấy sự phát triển của dông đa ổ không ổ n đ ịnh thường xảy ra khi R >35. Sự phát triển
của dông siêu ổ trong giới hạn của 15
- 33
5.10.6 Chỉ số năng lượng xoáy (EHI)
Độ xoáy tương đố i so với dông được sử dụng như thước đo khả năng xoáy của dòng
thăng trong dông và xác suất xuất hiện xoáy thuận quy mô vừa và lố c. Tuy nhiên, kết qu ả
nghiên cứu gần đây cho thấy những xoáy thuận quy mô vừa và lốc đôi khi xẩy ra trong môi
trường có chỉ số năng lượng xoáy (Energy- Helicity Index- EHI) nhỏ hay vừa nhưng có
CAPE lớn (mùa nóng) (Hình 5.24).
Toán đồ trên hình 5.24 biểu diễn mố i quan hệ của chỉ số năng lượng xoáy (EHI) và
CAPE cho 242 trường hợp lốc cường độ vừa hay mạnh. Chỉ số năng lượng xoáy (EHI) được
xác định theo đường gạch ngắt trên hình 5.24 với EHI =1 bao gồ m hầu hết các trường hợp
phía trên đường cong này.
Chỉ số năng lượng xoáy (EHI) được tính như sau:
EHI= (CAPE)( SRH ) / 100000 .
ở đây SRH được ước lượng cho mực 3 km dưới cùng. Dùng chỉ số nâng gần mặt đất
Davies (1999) xây dựng công thức:
EHI = ((-SLI)322 - 208)(ISRHI)/160000.
Hình 5.24.
SRH
Toán đồ bi ểu di ễn sự phân bố của trong lớp 0-3 km và CAPE (dùng tỷ l ệ hỗn
- 34
hợp trung bình và nhi ệt độ thế vị trong lớp m ặt đất 100mb) lấy từ tài liệu thám trắc của
242 trườ ng hợp lốc. Các tam giác (đen hay trắng) bi ểu di ễn các trường hợ p đường đi
o
của dông l ệch với dòng dẫn đường c ủa dông 30 với 75% tốc độ (30R75), đối với các
o
trường hợp khác chuyển động của dông được đặc tr ưng bởi góc l ệch 20 C và 85% tốc
độ (20R85). Các vòng tròn và tam giác trắng chỉ lốc m ạnh. Các điểm chữ thập chéo là
các trường hợp xoáy thuận nhi ệt đới. Đường gạch ngắt tương ứng với EHI=1.0; đường
cong li ền nét tươ ng ứng với EHI=2,5 (Davies, 1999)
Đại lượng EHI =1 hay lớn hơn chỉ khả năng hình thành siêu ổ và do đó có khả năng
hình thành lố c. Các đại lượng EHI≥ 2,5 tương ứng với lốc mạnh đến rất mạnh.
Dự báo viên cần nhớ là chỉ số năng lượng xoáy (EHI) cần có kết quả dự báo của tài liệu
thám trắc trước dông và toán đồ gió. Các nhân t ố khác như g ió mực giữa và dòng đ i vào
dông cần tính đến trong dự báo lố c. Giá trị EHI lớn không đảm bảo cho sự xuất hiện của
lốc. Mặc dầu vậ y EHI là chỉ số rất hữu ích giúp dự đoán sự phát triển của xoáy thuận quy
mô vừa và lốc.
Tương tự môi trường với CAPE lớn (>3500 m2/s2) và dung lượng ẩ m vừa có thể được
đặc trưng bởi đại lượng số Richardson đố i lưu tương đố i lớn và còn có thể gây nên lố c hay
mưa đá lớ n trong dông không ổ n định. Đố i vớ i khoảng giá trị 1500
- 35
đến phân bố độ ẩm, sự quay của vectơ gió mặt đất theo chiều cao do ma sát giả m, chuyể n
động của dông, sự biến đổ i tương ứng của dòng đi ra từ dông hay dòng đi vào trong dông và
dòng thăng.
Mặt khác, số Richardson đố i lưu không phải là nhân tố của xoáy trong dòng thăng như
là SRH.
5.10.7 Các thước đo lực ngăn chặn đối lưu (CIN)
Theo Colby (1983) lực ngăn chặn đố i lưu - CIN đo năng lượng nổ i âm dướ i mực đố i
lưu tự do (LFC). Đó là tổng năng lượng cần có để có thể chố ng lạ i lực nổ i âm để nâng một
phần tử lớp biên đến mực LFC của nó.
5.10.7.1. Chỉ số cản CIN
Biểu diễn toán họ c của chỉ số CIN có dạng:
LFC
Tv '(z) − Tv(z)
∫
CIN = − g dz
Tv(z)
Sfc
trong đó Tv’(z) là profile nhiệt độ ảo của phần tử đố i lưu và Tv(z) là profile nhiệt độ ảo
của môi trường. Cần sử dụng nhiệt độ ảo thay nhiệt độ thường là một điều rất quan trọng vì
trong lớp biên nhiệt ảo và nhiệt độ thường rất khác nhau, chênh lệch có thể lên đến 1o C
(Doswell và Rasmussen, 1994). Diệ n tích âm biể u diễn CIN được chỉ ra trên hình 5.2. CIN
là một tham số rất có ích cho việc dự báo đố i lưu mạnh, nó có xu hướng xuất hiện ở nơ i có
một lớp cản ổ n định chắn giữ và tích lu ỹ các dòng nhiệt và ẩ m, do đó CAPE được duy trì và
tích lu ỹ dần để đạt tới đại lượng lớ n, cuố i cùng dẫn đến sự bùng nổ đố i lưu.
Dự báo viên cần lưu ý đến khả năng có đố i lưu mạnh nếu CIN khá lớn vì nếu có thể
vượt qua được sự cản trở t hì đố i lưu vẫn có thể rất mạnh. Do đó CIN và CAPE nên xử lý
riêng.
Một phần tử khí cần có một lực đẩy ban đầu xấp xỉ bằng (2xCIN)1/2 để có thể vượt qua
được CIN. Đố i với CIN có giá trị bằng 200 J/kg, thì có nghĩa là dòng thăng ban đầu cầ n
phả i có tốc độ khoảng 20 m/s. Thường cơ chế nâng và sự đốt nóng bề mặt có tác dụng làm
giả m sự cản trở. Cobly (1983) đã quan trắc thấ y sự phát triển của các cơn dông xảy ra trong
các khu vực mà trước đó có CIN
- 36
3. Khi nào thì dông bắt đầu phát triển?
4. Nơi xảy ra dông?
5. Dự báo sự di chuyển của dông và những hiện tượng kèm theo?
6. Nếu dông đã xuất hiện, cần xác định cường độ của dông, loại dông, loại thời tiết do
dông gây ra. Dông sẽ di chuyển và phát triển trong tương lai như thế nào?
Dự báo viên phả i dùng rất nhiều thủ t huật để đánh giá, dự đoán khi trả lời 6 câu hỏ i nói
trên. Một điều cần chú ý đầu tiên là phải xác đ ịnh qui mô của các hệ t hố ng trong đó phát
triển dông. Cần phân biệt: qui mô Bán Cầu và qui mô lớn có kích thước của dòng khí lớn
hơn 5000 km, dông qui mô synôp 500-5000 km, dòng qui mô vừa 25-750km, cuố i cùng là
qui mô của dông 2-5 km. Ranh giớ i của các qui mô này không rõ ràng và có khi chập vớ i
nhau nhưng đ iể m xuất phát của dự báo viên phả i là những qui mô lớ n sau đó mới là các qui
mô nhỏ.
Dự báo viên nên tuân theo trình tự dưới đây khi dự báo dông
1/ Xem xét những tài liệu quan trắc, tài liệu phân tích và dự đoán.
2/ Dự đoán hình thế trong tương lai trên cơ sở hình thế hiện có, xác định những đặc điểm
cơ bản và những quá trình đang xảy ra.
3/ Giả t hiết về mô hình cơ bản của hình thế trong tương lai vớ i các đặc điể m về cường
độ điện tích, thờ i gian khố ng chế, trên cơ sở các số liệu hiện có.
4/ Sử dụng các dự đoán đố i với mô hình cơ bản và các dự đoán bằng phương pháp số trị
phố i hợp với kinh nghiệ m và các đặc điể m khí hậu để dự đoán sự phát triển của qui mô
dông trong tương lai.
5/ Kiể m soát sự phát triển theo mô hình cơ bản.
Mô hình cơ bản là một cấu trúc của các hệ t hố ng khí quyển có thể giả i thích và liên kết
với các quá trình vật lý của chu trình phát triển. Ví dụ về mô hình cơ bản được dùng trong
dự báo dông là: xoáy thuận ngoại nhiệt đới, áp thấp nhiệt đới, bão, dải hộ i tụ nhiệt đới, xoáy
nghịch, dòng xiết, xoáy dạng dấu phảy, hệ thố ng đố i lưu qui mô vừa và qui mô nhỏ và các
phần tử dông lớn (supercell). Sau khi hoàn thành một quá trình dự báo, dự báo viên phả i
giả i thích được hệ thố ng mây và thời tiết hiện tại và phải dự báo được trên cơ sở khoa họ c
sự t iến triển của chúng. Như vậ y là dự báo viên phả i nắ m được tiến trình của hình thế thờ i
tiết và sẵn sàng đáp ứng với những sự biến đổ i bất thường.
5.11.1 Kỹ thuật và trình tự dự báo profile nhiệt ẩm buổi trưa phía trên lớp biên
Để kỹ t huật dự báo profile nhiệt ẩm đơn giản và thuận tiện cần có một số g iả thiết:
profile nhiệt ẩm buổ i sáng có tính đại biểu cho các khu vực xung quanh, profile này ít biến
đổ i theo thời gian đến mức profile nhiệt ẩm quan trắc được vào buổ i sáng còn đại biểu cho
profile nhiệt ẩm buổ i trưa, profile nhiệt ẩm ít biế n đổ i theo chiều ngang nên nó đạ i biểu cho
một khu vực rộng lớn.
Thường các giả t hiết này thích hợp trừ lớp dướ i cùng, nơ i có những biến đổ i lớn trong
profile nhiệt ẩm.
Ngoài ra, coi profile nhiệt ẩ m của trạm đầu dòng khí thịnh hành trong hệ thố ng synôp
như là profile nhiệt ẩm của các điể m khác trong khu vực.
- 37
5.11.2 Trình tự dự báo profile nhiệt ẩm
Bước 1
1. Nhận profile nhiệt ẩm buổ i sáng hay ước lượng profile nhiệt ẩm từ các trạ m gần nhất.
2. Đánh giá chất lượng profile nhiệt ẩm từ dự báo số trị 12h. So sánh profile nhiệt ẩ m
với profile nhiệt ẩm buổ i sáng.
3. Nhận profile nhiệt ẩm 0, 6, 12 và 18h từ dự báo địa phương.
4. So sánh sự biến đổ i của profile nhiệt ẩm dự báo 12h và biến đổ i của profile nhiệt ẩm
thực trong 12h để phát hiện xu hướng phát triển của profile này.
5. Nghiên cứu dự báo mưa đố i lưu 18h và đánh giá profile nhiệt ẩm dự báo sẽ ấ m và ẩ m
hơn do mưa đố i lưu so với profile nhiệt ẩ m trước đó.
6. Biến đổ i profile nhiệt ẩm buổ i sáng tại các mực từ 850 mb trở lên theo kết quả mô
hình số trị.
Bước 2
Sử dụng profile nhiệt ẩm buổ i sáng để dịch chuyển đường profile nhiệt ẩm từ mực 850
mb và phía trên mực đó.
1. Dùng profile nhiệt ẩm trạm gần nhất để đ ịnh hướng sự biến đổ i của profile nhiệt ẩ m.
2. Xác định bình lưu nhiệt độ mạnh vớ i gradien nhiệt độ lớn và các dòng phi địa chuyển
có thành phần cắt đường đẳng nhiệt.
3. Dự đoán bình lưu nhiệt độ theo bản đồ đẳng áp. Cần lưu ý rằng sự biến đổ i của nhiệt
độ do bình lưu nhiệt có thể liên quan một phần với chuyển độ ng thẳng đứng.
4. Lưu ý sự xuất hiện của khu lạnh ở mực giữa tầng đố i lưu hay rãnh lạnh chuyển độ ng
vào khu vực dẫn tới sự phá vỡ lớp cản phần dưới tầng đố i lưu.
5. Xem xét các khố i mây mực giữa để phát hiện sự tăng đáng kể của đ iể m sương bằng
cách kiể m tra profile nhiệt ẩm phía dưới chân mây với biến đổ i đ iể m sương khoảng từ 1oC
trở lên.
6. Theo dõi gió mạnh và độ đứt gió có thể dẫn tới bình lưu nhiệt mạnh.
7. Theo dõi và so sánh giá trị khuynh hướng khí áp tại mực biển giữa các khu vực.
Giả m áp thường liên quan với hộ i tụ mực thấp, dòng thăng mực giữa, sự giả m áp tạ i đ ịa
phương có thể liên quan vớ i áp thấp, rãnh hay front tiến vào khu vực cần dự báo.
8. Xem xét mô hình dòng khí và độ đứt gió ngang, đường dòng mực cao (200-300 mb)
có thể tạo bình lưu xoáy ngang và khả năng phân kỳ trên cao và dòng thăng lớp dưới tầng
đố i lưu.
Bước 3
Biến đổ i phần lớp biên của profile nhiệt ẩ m nhậ n được từ bước I và bước II. Sử dụng
các thủ t huật phân tích chủ quan.
1. Dự báo nhiệt độ cực đại tại mặt đất. Sử dụng các thông số về lượng mây độ ẩm bề
mặt, vị trí đ ịa lý, ước lượng bình lưu nhiệt, so sánh với các sự biến đổ i do biến trình ngày
trung bình khí hậu và phố i hợp với kinh nghiệ m chủ quan.
2. Biến đổ i phần dướ i của profile nhiệt ẩ m bằng cách kéo dài đường đoạn nhiệt khô từ
- 38
nhiệt độ mặt đất tới điể m đầu của profile nhiệt độ. Nếu mặt đất bị đốt nóng mạnh hơn thì có
thể có gradient siêu đoạn nhiệt, khi đó nhiệt độ thế vị giả m 1-2oC trong lớp có độ dày 10-15
mb và phía trên điể m đầu của profile nhiệt là gradien đo ạn nhiệt khô. Lớp từ mặt đất cho tới
giớ i hạn trên của lớp có gradien đoạn nhiệt khô, khi đó sẽ là lớp xáo trộn nhiệt mạnh. Lớp
này có thể rất mỏ ng hay có gradien nhiệt độ nhỏ hơn gradien đo ạn nhiệt khô nếu sự bố c
thoát hơ i mạnh và sự đốt nóng mặt đất yếu.
3. Dự báo điể m sương mặt đất buổ i chiều là đ iều không dễ. Ta có thể dùng phương
pháp quán tính nghĩa là sử dụng số liệu điể m sương thời điể m quan trắc gần nhất, với các
lưu ý là sự xáo trộn làm cho profile ẩ m có t ỷ lệ hỗn hợp không đổ i trong lớp xáo trộn mạnh.
Tuy nhiên, đó chỉ là một nhân tố, ngoài ra còn có các nhân tố khác như khu vực khô của lớ p
thực vật tầm thấp coi như không có sự bố c thoát hơi từ t hực vật và bình lưu độ ẩm. Nói
chung sự xáo trộn thuần tuý sẽ làm giả m điể m sương của lớp biên phía dưới. Ở những khu
vực ven biển thì gió đất biển sẽ làm cho điể m sương giữ nguyên không biến đổ i. Nói chung
cần phả i xem xét bình lưu ẩm mực dưới trên bản đồ mặt đất có thể tạo nên sự biến đổ i của
điể m sương. Cần phải chú ý đến tình trạng ẩ m khi không khí di chuyển trên bề mặt ẩm và
các thảm thực vật dày nơi bố c thoát hơi có giá trị đáng kể.
4. Xác đ ịnh profile ẩm trong lớp trao đổ i nhiệt mạnh. Đây là một công việc còn phức
tạp hơn là đố i với profile nhiệt độ.
Cần tính đến tất cả các nhân tố làm biến đổ i độ ẩm đã nói ở trên. Tuy nhiên, phần quan
trọng nhất của profile độ ẩm nằ m trong lớp 50 mb dưới cùng bởi vì lớp này được coi như là
lớp đặc trưng cho sự khởi đầu của dòng thăng đố i lưu. Theo Darkow (1982) thì trong không
khí nóng được mặt đất đốt nóng thường nằm dưới lớp 50 mb. Độ ẩm tương đố i trong lớp 50
mb này bằng 0,87 độ ẩm tương đố i ở bề mặt. Cuố i cùng ta nố i phần profile ẩ m trong lớp 50
mb này với profile ẩm ban đầu tại giới hạn trên của lớp xáo trộn mạnh. Nếu lớp xáo trộ n
mạnh mỏ ng hay có gradien nhiệt độ thẳng đứng nhỏ hơn gradien đoạn nhiệt khô, ta chỉ cầ n
nố i đ iể m sương bề mặt dự báo với đỉnh của lớp xáo trộn mạnh.
Sau khi đã dự báo được profile nhiệt ẩm ta cần theo dõi chặt chẽ những sự biến đổ i thực
tế xảy ra trng cấu trúc nhiệt ẩ m.
5.11.3 Phân tích đường tầng kết trong dự báo dông
Để dự báo dông một cách có hiệu quả ta phả i phân tích nhiệt độ ng lực họ c đố i với
đường tầng kết đã được dự báo. Để đánh giá tiề m năng của dòng thăng, khả năng phá vỡ lớ p
cản, khả năng tạo mưa đá với cỡ khác nhau và cuố i cùng là khả năng dòng giáng và mưa
lớ n. Cần tiến hành phân tích đường tầng kết theo các bước sau:
1/ Đánh giá tiềm năng của dòng thăng
a. Tìm các lớp ở mực dướ i và mực giữa có độ bất ổn định tuyệt đố i hay bất ổn đ ịnh có
điều kiện. Các lớp này rất quan trọng vì các phần tử mây đố i lưu đã ngưng kết trong lớp này
đều sẽ có khả năng nổ i.
b. Chọ n các lớp biên điển hình cho các phần tử đố i lưu, thường đó là các phần tử vượt
quá t ỷ lệ hỗ n hợp trung bình và nhiệt độ t hế vị trong lớp 50 mb dưới cùng (hay có thể là 100
mb nếu như dòng thăng nằ m phía trên của mực xáo trộn). Nếu tính CAPE thì có thể sử dụng
lực nổ i thế năng lớn nhất trong lớp 300 mb dưới cùng. Phần tử đó thường là phần tử ở bề
mặt nhưng điều đó cũng có thể không đúng đố i với đố i lưu ban đêm.
c. Ước lượng nhiệt độ đố i lưu Tc bằng cách kéo dài đường t ỷ ẩm trung bình cho lớp 50
- 39
mb đến điể m đầu của profile nhiệt độ, sau đó kéo dài theo đường đoạn nhiệt khô cho tới mặt
đất. Đó là nhiệt độ gần mặt đất để đố i lưu cần đạt được nếu như không có cơ chế nâng khác
hơn là cơ chế hộ i tụ do sự đốt nóng mặt đất.
d. Xác định mực ngưng kết nâng (LCL) và mực đố i lưu tự do (LFC) bằng cách nâng
phần tử từ lớp biên cho đến trạng thái ngưng kết (LCL) (Hình 5.2) và sau đó tới mực nơi
phần tử đầu tiên có lực nổ i (LFC), các phần tử có thể đạt tới mực LFC có thể nói là đã vượt
quá sự bất ổn định tiề m năng (Latent Instability).
e. Từ mực đố i lưu tự do (LFC) dòng thăng được mô phỏ ng bởi sự nâng lên của phân tử
dọc theo đường đoạn nhiệt ẩm cho đến khi nó đạt được mực cân bằng (EL) nơi lực nổ i bằng
0. Đó là mực mà dướ i nó các phần tử mây đố i lư u lan toả ra theo chiều ngang. Phần dương
trên toán đồ nghiêng giữa mực đố i lưu tự do (LFC) và mực cân bằng (EL) t ỷ lệ t huận với
động năng cực đạ i của đơn vị khố i lượng mà phần tử khí thăng lên cao có thể nhận được
cho đến mực cân bằng do hiệu ứng tổ ng hợp của phần tử nổ i, năng lượng này được gọ i là
thế năng có khả năng đố i lưu (CAPE). Nói một cách ngắn gọ n là ta có thể t ính được CAPE
bằng sự khác biệt nhiệt độ ảo của hạt khí và của môi trường. Để chuẩn hoá việc tính toán
CAPE Doswell (1994) đã đề nghị sử dụng thủ thuật sau:
1/. Chọ n phần tử bất ổn đ ịnh nhất trong lớp 300 mb dưới cùng.
2/. Xác định đường đi của hạt khí thăng lên từ mực ban đầu theo đường đoạn nhiệt ẩm
và đường đoạn nhiệt khô.
3/. Chuyển profile từ nhiệt độ phần tử sang nhiệt độ ảo.
4/. Tính CAPE bằng phương trình. Hiện nay đã có chương trình tính CAPE trên máy
tính.
5/. Sử dụng đại lượng CAPE để ước lượng dòng thăng cực đạ i có tính đến các ảnh
hưởng của sản phẩm ngưng kết, độ cuốn hút ma sát thuỷ độ ng lực học, dòng giáng bồ i hoàn
trong môi trường, sự giả i phóng tiềm nhiệt từ hạt băng và ảnh hưởng của lực gradien theo
chiều thẳng đứng. Nhiều tác giả cho rằng CAPE là chỉ số tốt nhất trong việc tính toán khả
năng của dòng thăng đặc biệt trong trường hợp dông mạnh.
5.12 ĐÁNH GIÁ KHẢ NĂNG THỜI TIẾT XẤU TRONG DÔNG
Có thể dự báo dông mạnh với độ tin cậy nhất định nếu dự báo đúng được môi trường
trước dông và phát hiện các đặc trưng của môi trường đó. Những đặc trưng môi trường dông
mô tả dưới đây có thể dẫn tới các loại dông cho thời tiết xấu. Những nhân tố này cần được
xem xét kết hợp với đặc điểm khí hậu địa phương.
5.12.1 Mưa lớn và lũ lụt đột ngột
Mưa lớn và lũ lụt đột ngột do dông xẩ y ra ở nơi có mưa dông mạnh nhất và kéo dài
nhất. Có thể dùng rađa để ước lượng lượng mưa từ mây tích và xem xét những nhân tố môi
trường trước dông.
Những nhân tố gây mưa lớn là lượng ẩm lớn trong dòng đi vào thăng lên trong dông.
Dòng thăng mạnh để nhanh chóng làm cho hơi nước ngưng kết (thông thường cần lượng
CAPE lớn).
Điều kiện cần là môi trường dông ẩ m và dày ít nhất tới 500mb. Để làm suy yếu bốc hơi
của hạt nước trong mây và trong không khí môi trường cuố n hút vào trong dông cần có
- 40
lượng nước ngưng kết trong lớp từ mặt đất đến 500mb phải lớn hơn 150% giá trị trung bình
tháng, độ đứt thẳng đứng của gió nhỏ suốt dọc lớp mây dày và lớp mây ẩ m dầy có dòng
thăng từ mực ngưng kết nâng (LCZ) đến mực băng kết (khoảng 3km) để tăng cường quá
trình dính kết của hạt nước trong mây và đồ ng thời làm giả m sự mất hơi nước do ngưng kết.
Cần sự giả m đến mức thấp nhất ngưng kết thông qua sự toả ra trong phần mây hình đe và
cuố i cùng là cỡ hạt mưa lớn, chân mây thấp (làm giả m bốc hơi trong mưa).
Dông siêu ổ thường có hiệu ứng ngưng tụ yếu đến vừa. Tuy nhiên, xác suất mưa rất lớn,
đặc biệt là đố i với dông siêu ổ với lượng mưa lớn.
Dông cho mưa kéo dài xuất hiện khi ổ dông di động chậ m (với tốc độ nhỏ hơn 10-
15kts) tuỳ t huộc vào loạ i ổ dông và thời gian tồn tại của ổ dông. Ổ dông lớn tồn tại trong
thời gian dài liên quan với mây tích đường tố (tổ hợp mây đố i lưu quy mô vừa hay đường
tố) hay dông đa ổ di chuyển trên cùng một khu vực.
Dông di chuyển chậ m thường xả y ra vớ i độ đứt thẳng đứng của gió nhỏ trong lớp mây.
Dông kéo dài thường là dông siêu ổ. Hiệu ứng chuỗ i dông xả y ra khi lớp biên hộ i tụ khở i
đầu chuỗ i dông.
5.13 HOẠT ĐỘNG DÔNG Ở VIỆT NAM VÀ VẤN ĐỀ DỰ BÁO DÔNG
Kết quả thố ng kê gần đây dựa trên số liệu 5 năm (1993 - 1998) của Đinh Văn Loan
(1999) cho thấ y lố c có thể xả y ra ở khắp nơi trên lãnh thổ Việt Nam t ừ t háng 3 đến tháng
10, tính trung bình mỗ i tháng có ít nhất là 2 ngày có dông lố c. Khu vực nhiều dông lố c nhất
là Tây Bắc và đồ ng bằng Bắc Bộ, có thể tới 111,9 ngày dông lố c trong năm. Phần lớn dông
trên đất liền xảy ra vào buổ i chiều và buổ i tố i, trên biển vào ban đêm. Trên đây là kết quả
thố ng kê dông và lốc. Sỡ dĩ dông lốc xuất hiện nhiều ở khu vực miền núi vì lốc cần có dòng
thăng rất lớn nên ngoài yếu tố dòng thăng quy mô synôp cần phả i có dòng thăng do đốt
nóng mạnh và nhất là tác độ ng cưỡng bức của đ ịa hình đồ i núi. Nếu coi dông là hiện tượng
do mây vũ t ích thì sự hình thành và phát triển của mây vũ t ích hay mây dông địa phương ở
Việt Nam xảy ra vào bất kỳ thời gian nào trong năm. Ở M iền Bắc đầu và cuố i mùa đông,
dông hình thành cùng với front lạnh khi không khí trước front lạnh đủ nóng ẩ m. Mùa hè
dông liên quan vớ i hoạt độ ng của dải hộ i tụ nhiệt đớ i, bão, sóng đông và ngay giữa mùa
đông rãnh ôn đới trên cao cũng gây nên xâm nhập lạnh trên cao làm tăng độ bất ổn định đột
ngột gây dông ban đêm cho mưa rào. Đặc biệt ở Miền Nam, dông xuất hiện trên diện rộ ng
trong hình thế phía nam rãnh gió mùa với dòng thăng quy mô synôp, trong hình thế dả i hộ i
tụ nhiệt đới trong mùa gió mùa mùa hè. Ngoài ra, dải áp thấp cận xích đạo cũng là hình thế
gây dông. Bão gây dông ho ạt động ở phía nam vĩ tuyến 16oN vào tháng 9 đến tháng 12 cùng
với dải hộ i tụ nhiệt đới.
Vào mùa hè, nhiều dông, đó là mùa thịnh hành của không khí xích đạo nóng ẩ m bắt
nguồ n từ Ấn Độ Dương và vịnh Bengal và từ Biển Đông tới đều có độ ẩ m riêng lớn (13 -
16g/kg). Nền ẩm nhiệt cao là những điều kiện ban đầu thiết yếu cho sự hình thành dông cho
mưa rào bảo đảm lượng mưa năm lớn chủ yếu là do mưa dông.
Trong các chỉ t iêu về sự hình thành dông có hai chỉ t iêu nhiệt độ ng lực quan trọng nhất
là thế năng có khả năng đố i lưu (CAPE) và độ đứt gió thẳng đứng. Hai chỉ t iêu này được
tổng hợp trong số Richardson đố i lưu. Thử nghiệm tính cho thấy CAPE tháng 7/1999 có thể
đạt cực đại ở Hà Nộ i là 7000m2/s2 cao hơn ở t hành phố Hồ Chí Minh (5000m2/s2). Kết quả
này phù hợp với kết luận của Hariss về độ bất ổn định yếu ở phía nam so với phía bắc Đông
Nam Á. Phố i hợp CAPE với độ đứt gió thẳng đứng mực 850 và 200mb cho thấy Richardson
nguon tai.lieu . vn
