Xem mẫu
- 145
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 đối 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 nổi 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. Điều này có thể dẫn đến kết quả CAPE thấp
hơn so với thực tế đối với các môi trường có CAPE nhỏ và đối với các môi trường mà
các mực thấp có độ ẩm lớn và mực giữa rất khô (một môi trường phổ biến đối với các
cơn dông mạnh).
Để chuẩn hoá việc tính toán CAPE, Doswell và Ramussen (1994) đã đưa ra phương
pháp dưới đây:
1, Chọn phần tử khí bất ổn 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
động trong khoảng từ 1000-2000 J/kg đối với các môi trường có độ bất ổn định vừa và từ
2000-4000 J/kg đối với các môi trường đối lưu mùa ẩm có độ bất ổn định lớn. Người ta
nhận thấy 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). Đối với các cơn dông mùa ẩm: mưa đá lớn
(≥ 2 cm) 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 tiêu 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 động trong khoảng từ 200-1000 J/kg do mực cân bằng (EL)
nằm thấp hơn.
Nếu các ảnh hưởng của nhiễu động khí áp, lượng nước mang tới, sự đóng băng, lực
ma sát, sự xáo trộn và bồi hoàn do dòng giáng được bỏ qua, CAPE có thể có mối quan hệ
trực tiếp với vận tốc thẳng đứng cực đại của một phần tử khí có được khi lực nổi nâng
hạt khí từ mực đối lưu tự do LFC tới mực cân bằng EL:
1
Wmax = (2 x CAPE) . 2
- 146
Chẳng hạn nếu CAPE có giá trị bằng 2500 J/kg thì có thể tính 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
nhắc đến ở trên có xu hướng làm giảm 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 lại 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
đối lưu, thường tương đối lớn hơn so với các trường hợp nhiệt đới vì lực nổi yếu hơn.
Tương tự, các cơn lốc không có siêu ổ có khả năng hình thành lớn hơn trong các
phần dưới của mây đối lưu, nơi gradien của nhiệt độ thẳng đứng ngay trên mực đối lưu tự
do (LFC) đạt cực đại. Thậm chí đối với các lốc siêu ổ người ta có thể hình dung rằng gia
tốc lớn phía trên mực đối lưu tự do (LFC) sẽ duy trì trong thời gian dài và tập trung dòng
xoáy vào dòng thăng dưới mực đối lưu tự do (LFC) một cách có hiệu quả.
Cuối cùng cần lưu ý rằng CAPE rất dễ bị ảnh hưởng bởi tỷ lệ hỗn hợp được gán cho
các phần tử đối lưu. Chỉ cần tỷ số hỗn hợp tăng lên 1g/kg thì có thể làm CAPE tăng lên
tới 20% (Bluestein, 1993a) nếu không khí mực thấp rất ẩm.
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 điểm sương tại mực
850mb
Như tên của nó, chỉ số TOTA là tổng của chỉ số tính theo chiều ngang (CT) và chỉ số
tính 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 với các giá trị của TOTA được tổng kết như
sau:
TOTA
44-45 Đối lưu có thể xảy ra
46-49 Dông đơn lẻ hay một số dông thường
50-55 Nhóm dông thường
≥56 Nhóm dông thường cho đến dông mạnh đơn lẻ và nhiều dông thường với dông
mạnh từng nhóm
Tóm lại: TOTA>44 có khả năng xảy 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 kỳ và nhiệt
- 147
độ tại mực 500 mb có thể không phải là đại biểu chung của lực nổi của phần tử khí (ví dụ
các cơn dông trong không khí lạnh hình thành trong các môi trường trong đó đỉnh tầng
đối lưu nằm thấp hơn mực 500 mb).
Chỉ số các tổng thẳng đứng (VT) là sự giảm 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
điểm sương tại mực 850 mb không có tính đại biểu hoặc khi trong mô hình dự báo điểm
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 cộng sự, 1992) cho thấy các cơn dông bắt đầu vào buổi
chiều muộn 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 buổi sáng và buổi 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 giới 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 đối với một vài trạm có phản hồi 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 diện tích nhỏ có khả năng xuất hiện dông.
Chỉ số nâng bề mặt (SLI) về tính ổn định đã được tìm ra bằng cách sử dụng mạng
lưới trạm quan trắc dày đặc ở dưới mặt đất để ước lượng sự biến đổi theo phương ngang
của lực nổi phần tử. Đối 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 tới mực 500mb, là nhiệt
độ mà phần tử khí phải đạt được khi được nâng từ mực ban đầu với nhiệt độ T và điểm
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 tối đa là
12h trước. Tuy nhiên, người ta thường hay dùng nhiệt độ dự báo theo mô hình số trị tại
mực 500 mb.
Sai số của SLI do nhiệt độ môi trường tại mực 500 mb nói chung nhỏ hơn so với
khoảng biến đổi của LPT.
Ưu điểm 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 định 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 thị tổng hợp dự báo dông. Đôi khi trong diện tích khu vực có
độ bất ổn định cực đại ta có thể phác hoạ một cách rõ ràng bằng một vùng hẹp với giá trị
SLI nhỏ có bề ngang
- 148
Giá trị SLI âm càng lớn thì lực nổi của dòng thăng càng lớn và có khả năng hình
thành đối lưu sâu. Đối với các số liệu 6 và 9 giờ sáng, cần xem xét các khu vực có SLI
≤0, trong khi đối với 12 giờ trưa và buổi chiều cần quan tâm đến các khu vực có SLI ≤–
2. Đối lưu mạnh có liên quan đến dông với SLI buổi chiều ≤–4.
5.10.5 Số Richardson đối lưu
Loại dông phụ thuộc rất lớn vào độ đứt thẳng đứng của gió trong môi trường (đặc
biệt là trong lớp 5 - 6 km) nhưng thế năng có khả năng đối lưu (CAPE) quy định dòng
thăng cũng đóng vai trò rất quan trọng. Việc dự báo dông bao giờ cũng phải dựa vào hai
điều kiện môi trường này.
Weisman và Klenp (1982, 1984) đã chỉ ra là quan hệ giữa loại dông, độ đứt thẳng
đứng của gió và lực nổi có thể biểu diễn dưới dạng số Richardson đối lưu. Số Richardson
đối lưu được xác định theo công thức:
CAPE
R= .
12
U
2
Ở đây CAPE là thế năng có khả năng đối lưu. U là hiệu vectơ của tốc độ gió trung
bình trong lớp mặt đất 6000m và lớp mặt đất 500m dưới cùng.
U = ( U md −6000 − U md −500 ) .
Số Richardson đối lưu, trong đó lớp mặt đất 6000m không những là thước đo độ đứt
thẳng đứng của gió trong phần dưới tầng đối lưu mà còn là thước đo của động năng của
dòng đi vào tương ứng với dông do vectơ gió trung bình trong lớp 6000 m dưới cùng
tương ứng với tốc độ chuyển động của dông và vectơ gió trung bình trong lớp 500 m
dưới cùng biểu diễn dông mực thấp. Trong số Richardson đối 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 vậy số
Richardson đối lưu biểu diễn tỷ lệ giữa hai nhân tố xác định loại và cấu trúc dông.
Kết quả tính theo mô hình của Weisman và Klenp (1982, 1984) cho thấy với 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 thiết là loại dông và sự phát triển của
dông phụ thuộc vào mức độ cân bằng khối 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 loại dông với số Richardson đối lưu biểu diễn trên hình
5.23 cho thấy sự phát triển của dông đa ổ không ổn định thường xảy ra khi R >35. Sự
phát triển của dông siêu ổ trong giới hạn của 15
- 149
thẳng đứng của gió nhỏ (R >45), mây hình vòng cung hay dông siêu ổ di chuyển khác
nhau theo vectơ gió trung bình mực 0-6 km.
Hình 5.23.
Số Richardson đối lưu và các loại ổ dông. Trong đó: S1, S2, S3…S9 là các trường hợp
siêu ổ dông ; M1,M2,…M5; R1,TR2,…TR4 là các trường hợp dông đa ổ dông nhiệt đới
còn 8K là các trường hợp dông đa ổ ôn đới (Weisman và Klemp, 1982)
Như vậy, giá trị số Richardson đối lưu chỉ rõ loại dông có thể xảy ra trong môi
trường nhất định nhưng không cho thấy rõ cường độ đối lưu. Chẳng hạn, môi trường có
lực nổi nhỏ (CAPE
- 150
Hình 5.24.
SRH
Toán đồ biểu diễn sự phân bố của trong lớp 0-3 km và CAPE (dùng tỷ lệ hỗn
hợp trung bình và nhiệt độ thế vị trong lớp mặt đất 100mb) lấy từ tài liệu thám trắc của
242 trường hợp lốc. Các tam giác (đen hay trắng) biểu diễn các trường hợp đường đi
o
của dông lệch với dòng dẫn đường của dông 30 với 75% tốc độ (30R75), đối với các
o
trường hợp khác chuyển động của dông được đặc trưng bởi góc lệch 20 C và 85% tốc
độ (20R85). Các vòng tròn và tam giác trắng chỉ lốc mạnh. Các điểm chữ thập chéo là
các trường hợp xoáy thuận nhiệt đới. Đường gạch ngắt tương ứng với EHI=1.0; đường
cong liền nét tương 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 lốc. 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 tố khác như gió mực giữa và dòng đi
vào dông cần tính đến trong dự báo lốc. Giá trị EHI lớn không đảm bảo cho sự xuất hiện
của lốc. Mặc dầu vậy 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 ẩm vừa có thể
được đặc trưng bởi đại lượng số Richardson đối lưu tương đối lớn và còn có thể gây nên
lốc hay mưa đá lớn trong dông không ổn định. Đối với khoảng giá trị 1500
- 151
m2/s2 giữa loại dông và cường độ dông có sự tương ứng (cần nhớ là dông siêu ổ cho thời
tiết xấu hơn dông đa ổ) và số Richardson đối lưu có thể chỉ rõ khả năng cho thời tiết xấu.
Trên hình 5.25 là vị trí các loại và cường độ dông trong không gian CAPE và độ đứt gió
thẳng đứng.
Từ kết quả thống kê được biểu diễn trên hình 5.25 ta có thể đi đến quy luật là dòng
càng mạnh, có khả năng tạo nên siêu ô dông khi giá trị CAPE và độ đứt gió thẳng đứng
càng lớn. Khi độ đứt gió nhỏ, bán kính dông R càng lớn, trong đó có cả xoáy thuận quy
mô vừa (MCC).
Hình 5.25.
Sơ đồ mô tả loại và hệ thống dông phụ thuộc vào thế năng
có khả năng đối lưu (CAPE) và độ đứt gió theo chiều thẳng
đứng (Alford, 1993)
Đối với dự báo dông chỉ số Richardson đối lưu có một số nhược điểm đó là không
tính đến phân bố độ ẩm, sự quay của vectơ gió mặt đất theo chiều cao do ma sát giảm,
chuyển động của dông, sự biến đổi tương ứng của dòng đi ra từ dông hay dòng đi vào
trong dông và dòng thăng.
Mặt khác, số Richardson đối 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 đối lưu - CIN đo năng lượng nổi âm dưới mực đối
lưu tự do (LFC). Đó là tổng năng lượng cần có để có thể chống lại lực nổi âm để nâng
một phần tử lớp biên đến mực LFC của nó.
5.10.7.1. Chỉ số cản CIN
- 152
Biểu diễn toán học 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 đối 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 1oC (Doswell và Rasmussen, 1994). Diện tích âm biểu diễn CIN được chỉ ra trên
hình 5.2. CIN là một tham số rất có ích cho việc dự báo đối lưu mạnh, nó có xu hướng
xuất hiện ở nơi có một lớp cản ổn định chắn giữ và tích luỹ các dòng nhiệt và ẩm, do đó
CAPE được duy trì và tích luỹ dần để đạt tới đại lượng lớn, cuối cùng dẫn đến sự bùng
nổ đối lưu.
Dự báo viên cần lưu ý đến khả năng có đối lưu mạnh nếu CIN khá lớn vì nếu có thể
vượt qua được sự cản trở thì đối 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. Đối với CIN có giá trị bằng 200 J/kg, thì có nghĩa là dòng thăng ban đầu
cần phải có tốc độ khoảng 20 m/s. Thường cơ chế nâng và sự đốt nóng bề mặt có tác
dụng làm giảm sự cản trở. Cobly (1983) đã quan trắc thấy sự phát triển của các cơn dông
xảy ra trong các khu vực mà trước đó có CIN
- 153
khí lớn hơn 5000 km, dông qui mô synôp 500-5000 km, dòng qui mô vừa 25-750km,
cuối cùng là qui mô của dông 2-5 km. Ranh giới của các qui mô này không rõ ràng và có
khi chập với nhau nhưng điểm xuất phát của dự báo viên phải là những qui mô lớn 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 thiết về mô hình cơ bản của hình thế trong tương lai với các đặc điểm về
cường độ điện tích, thời gian khống chế, trên cơ sở các số liệu hiện có.
4/ Sử dụng các dự đoán đối với mô hình cơ bản và các dự đoán bằng phương pháp số
trị phối hợp với kinh nghiệm và các đặc điểm khí hậu để dự đoán sự phát triển của qui
mô dông trong tương lai.
5/ Kiểm soát sự phát triển theo mô hình cơ bản.
Mô hình cơ bản là một cấu trúc của các hệ thống khí quyển có thể giải 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 hội tụ nhiệt
đới, xoáy nghịch, dòng xiết, xoáy dạng dấu phảy, hệ thống đối 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 phải giải thích được hệ thống mây và thời tiết hiện tại và phải dự báo được trên
cơ sở khoa học sự tiến triển của chúng. Như vậy là dự báo viên phải nắm được tiến trình
của hình thế thời tiết và sẵn sàng đáp ứng với những sự biến đổi bất thường.
5.11.1 Kỹ thuật và trình tự dự báo profile nhiệt ẩm buổi trưa phía trên lớp
biên
Để kỹ thuật dự báo profile nhiệt ẩm đơn giản và thuận tiện cần có một số giả thiết:
profile nhiệt ẩm buổi sáng có tính đại biểu cho các khu vực xung quanh, profile này ít
biến đổi theo thời gian đến mức profile nhiệt ẩm quan trắc được vào buổi sáng còn đại
biểu cho profile nhiệt ẩm buổi trưa, profile nhiệt ẩm ít biến đổi theo chiều ngang nên nó
đại biểu cho một khu vực rộng lớn.
Thường các giả thiết này thích hợp trừ lớp dưới cùng, nơi có những biến đổi lớn
trong profile nhiệt ẩm.
Ngoài ra, coi profile nhiệt ẩm của trạm đầu dòng khí thịnh hành trong hệ thống
synôp như là profile nhiệt ẩm của các điểm khác trong khu vực.
5.11.2 Trình tự dự báo profile nhiệt ẩm
Bước 1
1. Nhận profile nhiệt ẩm buổi sáng hay ước lượng profile nhiệt ẩm từ các trạm gần
nhất.
- 154
2. Đánh giá chất lượng profile nhiệt ẩm từ dự báo số trị 12h. So sánh profile nhiệt
ẩm với profile nhiệt ẩm buổi sáng.
3. Nhận profile nhiệt ẩm 0, 6, 12 và 18h từ dự báo địa phương.
4. So sánh sự biến đổi của profile nhiệt ẩm dự báo 12h và biến đổi của profile nhiệt
ẩm thực trong 12h để phát hiện xu hướng phát triển của profile này.
5. Nghiên cứu dự báo mưa đối lưu 18h và đánh giá profile nhiệt ẩm dự báo sẽ ấm và
ẩm hơn do mưa đối lưu so với profile nhiệt ẩm trước đó.
6. Biến đổi profile nhiệt ẩm buổi sáng tại các mực từ 850 mb trở lên theo kết quả mô
hình số trị.
Bước 2
Sử dụng profile nhiệt ẩm buổi 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 định hướng sự biến đổi của profile nhiệt
ẩm.
2. Xác định bình lưu nhiệt độ mạnh với 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 đổi của
nhiệt độ do bình lưu nhiệt có thể liên quan một phần với chuyển động thẳng đứng.
4. Lưu ý sự xuất hiện của khu lạnh ở mực giữa tầng đối lưu hay rãnh lạnh chuyển
động vào khu vực dẫn tới sự phá vỡ lớp cản phần dưới tầng đối lưu.
5. Xem xét các khối mây mực giữa để phát hiện sự tăng đáng kể của điểm sương
bằng cách kiểm tra profile nhiệt ẩm phía dưới chân mây với biến đổi điểm 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.
Giảm áp thường liên quan với hội tụ mực thấp, dòng thăng mực giữa, sự giảm áp tại địa
phương có thể liên quan với 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 đối lưu.
Bước 3
Biến đổi phần lớp biên của profile nhiệt ẩm nhận được từ bước I và bước II. Sử dụng
các thủ thuật 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 địa lý, ước lượng bình lưu nhiệt, so sánh với các sự biến đổi do biến trình ngày
trung bình khí hậu và phối hợp với kinh nghiệm chủ quan.
2. Biến đổi phần dưới của profile nhiệt ẩm bằng cách kéo dài đường đoạn nhiệt khô
từ nhiệt độ mặt đất tới điểm đầu của profile nhiệt độ. Nếu mặt đất bị đốt nóng mạnh hơn
- 155
thì có thể có gradient siêu đoạn nhiệt, khi đó nhiệt độ thế vị giảm 1-2oC trong lớp có độ
dày 10-15 mb và phía trên điểm đầu của profile nhiệt là gradien đoạn nhiệt khô. Lớp từ
mặt đất cho tới giới hạn trên của lớp có gradien đoạn nhiệt khô, khi đó sẽ là lớp xáo trộn
nhiệt mạnh. Lớp này có thể rất mỏng hay có gradien nhiệt độ nhỏ hơn gradien đoạn nhiệt
khô nếu sự bốc thoát hơi mạnh và sự đốt nóng mặt đất yếu.
3. Dự báo điểm sương mặt đất buổi chiều là điều không dễ. Ta có thể dùng phương
pháp quán tính nghĩa là sử dụng số liệu điểm sương thời điểm quan trắc gần nhất, với các
lưu ý là sự xáo trộn làm cho profile ẩm có tỷ lệ hỗn hợp không đổi 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 lớp thực vật tầm thấp coi như không có sự bốc thoát hơi từ thực vật và bình lưu
độ ẩm. Nói chung sự xáo trộn thuần tuý sẽ làm giảm điểm sương của lớp biên phía dưới.
Ở những khu vực ven biển thì gió đất biển sẽ làm cho điểm sương giữ nguyên không
biến đổi. Nói chung cần phải xem xét bình lưu ẩm mực dưới trên bản đồ mặt đất có thể
tạo nên sự biến đổi của điểm sương. Cần phải chú ý đến tình trạng ẩm khi không khí di
chuyển trên bề mặt ẩm và các thảm thực vật dày nơi bốc thoát hơi có giá trị đáng kể.
4. Xác định profile ẩm trong lớp trao đổi nhiệt mạnh. Đây là một công việc còn phức
tạp hơn là đối với profile nhiệt độ.
Cần tính đến tất cả các nhân tố làm biến đổi độ ẩm đã nói ở trên. Tuy nhiên, phần
quan trọng nhất của profile độ ẩm nằm trong lớp 50 mb dưới cùng bởi vì lớp này được
coi như là lớp đặc trưng cho sự khởi đầu của dòng thăng đối lưu. Theo Darkow (1982)
thì trong không khí nóng được mặt đất đốt nóng thường nằm dưới lớp 50 mb. Độ ẩm
tương đối trong lớp 50 mb này bằng 0,87 độ ẩm tương đối ở bề mặt. Cuối cùng ta nối
phần profile ẩm trong lớp 50 mb này với profile ẩm ban đầu tại giới hạn trên của lớp xáo
trộn mạnh. Nếu lớp xáo trộn mạnh mỏng hay có gradien nhiệt độ thẳng đứng nhỏ hơn
gradien đoạn nhiệt khô, ta chỉ cần nối điểm 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 đổi
thực tế xảy ra trng cấu trúc nhiệt ẩm.
5.11.3 Phân tích đường tầng kết trong dự báo dông
Để dự báo dông một cách có hiệu quả ta phải phân tích nhiệt động lực học đối với
đường tầng kết đã được dự báo. Để đánh giá tiềm năng của dòng thăng, khả năng phá vỡ
lớp cản, khả năng tạo mưa đá với cỡ khác nhau và cuối cùng là khả năng dòng giáng và
mưa lớn. 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 dưới và mực giữa có độ bất ổn định tuyệt đối hay bất ổn định
có điều kiện. Các lớp này rất quan trọng vì các phần tử mây đối lưu đã ngưng kết trong
lớp này đều sẽ có khả năng nổi.
b. Chọn các lớp biên điển hình cho các phần tử đối lưu, thường đó là các phần tử
vượt quá tỷ lệ hỗn hợp trung bình và nhiệt độ thế vị trong lớp 50 mb dưới cùng (hay có
thể là 100 mb nếu như dòng thăng nằm phía trên của mực xáo trộn). Nếu tính CAPE thì
có thể sử dụng lực nổi thế năng lớn nhất trong lớp 300 mb dưới cùng. Phần tử đó thường
- 156
là phần tử ở bề mặt nhưng điều đó cũng có thể không đúng đối với đối lưu ban đêm.
c. Ước lượng nhiệt độ đối lưu Tc bằng cách kéo dài đường tỷ ẩm trung bình cho lớp
50 mb đến điểm 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 đối lưu cần đạt được nếu như không có cơ chế
nâng khác hơn là cơ chế hội tụ do sự đốt nóng mặt đất.
d. Xác định mực ngưng kết nâng (LCL) và mực đối 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 nổi (LFC), các phần tử có thể đạt tới mực LFC có thể nói là đã
vượt quá sự bất ổn định tiềm năng (Latent Instability).
e. Từ mực đối lưu tự do (LFC) dòng thăng được mô phỏng 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 nổi
bằng 0. Đó là mực mà dưới nó các phần tử mây đối lưu lan toả ra theo chiều ngang. Phần
dương trên toán đồ nghiêng giữa mực đối lưu tự do (LFC) và mực cân bằng (EL) tỷ lệ
thuận với động năng cực đại của đơn vị khối lượng mà phần tử khí thăng lên cao có thể
nhận được cho đến mực cân bằng do hiệu ứng tổng hợp của phần tử nổi, năng lượng này
được gọi là thế năng có khả năng đối lưu (CAPE). Nói một cách ngắn gọn là ta có thể
tính 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/. Chọn phần tử bất ổn định 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 đại có tính đến các ảnh
hưởng của sản phẩm ngưng kết, độ cuốn hút ma sát thuỷ động lực học, dòng giáng bồi
hoàn trong môi trường, sự giải 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 xẩy 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.
- 157
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 ẩm và dày ít nhất tới 500mb. Để làm suy yếu bốc
hơi của hạt nước trong mây và trong không khí môi trường cuốn hút vào trong dông cần
có 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 ẩm 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 đồng thời làm giảm sự mất hơi nước
do ngưng kết. Cần sự giảm đến mức thấp nhất ngưng kết thông qua sự toả ra trong phần
mây hình đe và cuối cùng là cỡ hạt mưa lớn, chân mây thấp (làm giảm 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 đối với dông siêu ổ với lượng mưa lớn.
Dông cho mưa kéo dài xuất hiện khi ổ dông di động chậm (với tốc độ nhỏ hơn 10-
15kts) tuỳ thuộc vào loại 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 đối lưu quy mô vừa hay đường
tố) hay dông đa ổ di chuyển trên cùng một khu vực.
Dông di chuyển chậm thường xảy ra với độ đứt thẳng đứng của gió nhỏ trong lớp
mây. Dông kéo dài thường là dông siêu ổ. Hiệu ứng chuỗi dông xảy ra khi lớp biên hội tụ
khởi đầu chuỗi dông.
5.13 HOẠT ĐỘNG DÔNG Ở VIỆT NAM VÀ VẤN ĐỀ DỰ BÁO
DÔNG
Kết quả thống kê gần đây dựa trên số liệu 5 năm (1993 - 1998) của Đinh Văn Loan
(1999) cho thấy lốc có thể xảy ra ở khắp nơi trên lãnh thổ Việt Nam từ tháng 3 đến tháng
10, tính trung bình mỗi tháng có ít nhất là 2 ngày có dông lốc. Khu vực nhiều dông lốc
nhất là Tây Bắc và đồng bằng Bắc Bộ, có thể tới 111,9 ngày dông lốc trong năm. Phần
lớn dông trên đất liền xảy ra vào buổi chiều và buổi tối, trên biển vào ban đêm. Trên đây
là kết quả thống 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 phải có dòng
thăng do đốt nóng mạnh và nhất là tác động cưỡng bức của địa hình đồi núi. Nếu coi
dông là hiện tượng do mây vũ tích thì sự hình thành và phát triển của mây vũ tích hay
mây dông địa phương ở Việt Nam xảy ra vào bất kỳ thời gian nào trong năm. Ở Miền
Bắc đầu và cuối mùa đông, dông hình thành cùng với front lạnh khi không khí trước
front lạnh đủ nóng ẩm. Mùa hè dông liên quan với hoạt động của dải hội tụ nhiệt đới,
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 rộng trong hình thế phía nam rãnh gió mùa với dòng
thăng quy mô synôp, trong hình thế dải hội 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 hoạt động ở
phía nam vĩ tuyến 16oN vào tháng 9 đến tháng 12 cùng với dải hội tụ nhiệt đới.
Vào mùa hè, nhiều dông, đó là mùa thịnh hành của không khí xích đạo nóng ẩm bắt
- 158
nguồn từ Ấn Độ Dương và vịnh Bengal và từ Biển Đông tới đều có độ ẩm 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 tiêu về sự hình thành dông có hai chỉ tiêu nhiệt động lực quan trọng
nhất là thế năng có khả năng đối lưu (CAPE) và độ đứt gió thẳng đứng. Hai chỉ tiêu này
được tổng hợp trong số Richardson đối lưu. Thử nghiệm tính cho thấy CAPE tháng
7/1999 có thể đạt cực đại ở Hà Nội là 7000m2/s2 cao hơn ở thành 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. Phối hợp CAPE với độ đứt gió thẳng đứng mực 850
và 200mb cho thấy Richardson đối lưu có thể đạt giá trị tới 700. Tuy nhiên, kết quả thử
nghiệm cũng cho thấy đại lượng lớn của CAPE không nhất thiết quyết định sự hình thành
dông. Có trường hợp CAPE có giá trị lớn tới 5614m2/s2 nhưng dông vẫn không hình
thành. Đó là do quan hệ rất phức tạp giữa CAPE và phần năng lượng ẩm (CIN) lực chặn
giữ đối lưu. Đây là quan hệ cần tìm cho mỗi khu vực dự báo dông. Theo Dowswell giá trị
CIN bằng 100m2/s2, dông không có khả năng hình thành. Trong các mục 5.1 đến 5.12
chúng tôi đã trình bày những kết quả nghiên cứu gần đây nhất cho đến năm 1998 có thể
áp dụng vào dự báo dông.
Dự báo dông có thể được tiến hành theo các hướng:
1. Quan trọng nhất là dự báo hệ thống synốp gây dông, như bão, dải hội tụ nhiệt
đới, front lạnh đầu và cuối mùa đông, rãnh thấp trên cao… Đó cũng chính là
các cơ chế khởi đầu và duy trì dông trên diện rộng, có khi kéo dài trong một số
ngày.
2. Dựa trên các loại tầng kết gây dông, kết quả thống kê phân loại các giản đồ thiên
khí, ta có thể xác định các dạng tầng kết gây dông ở địa phương. Dùng phương
pháp dự báo đường tầng kết và đường ẩm trong tương lai ta có thể xác định khả
năng gây dông do các dạng tầng kết đặc trưng. Có thể so sánh với bốn loại
đường tầng kết gây dông như đã mô tả trong mục 5.7.
3. Thống kê các thông số CAPE, CIN, độ đứt gió thẳng đứng, số Richardson đối lưu và
một số thông số khác hiện có trên giản đồ thiên khí để tìm ra những nhân tố gây dông.
Tiếp đó có thể xây dựng các đồ thị tương quan giữa sự hình thành dông với các nhân
tố gây dông. Tuy một số trường hợp đơn giản có thể xây dựng hàm phân lớp với hai
lớp: có và không có dông.
nguon tai.lieu . vn
