145
EL
LFC
Tv z Tv z
CAPE g dz
Tv z
−
=∫'
() ()
()
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
2
ma
W2CAPE=x
x().
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
46-49
50-55
≥56
Đối lưu có thể xảy ra
Dông đơn lẻ hay một số dông thường
Nhóm dông thường
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 <100 km.
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:
2
CAPE
R1U
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.
md 6000 md 500
UU U
−−
=−
()
.
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 <R <45. Đối với đại lượng 35 <R <45
hoặc dông siêu ổ hay dông đa ổ hay loại dông tương tự xuất hiện.
Nếu độ đứt thẳng đứng của gió lớn nhưng không có độ ẩm tương đối của dông đáng
kể thì đối lưu thường bất kỳ phát triển trong môi trường có CAPE nhỏ có thể suy yếu do
sự cuốn hút không khí từ mặt đất vào mây. Đối với trường hợp độ bất ổn định lớn, độ đứt
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 <1000 m2/s2) và độ đứt thẳng đứng của gió vừa (~8kts/km). Số
Richardson đối lưu có thể nằm trong khoảng hình thành dông siêu ổ. Dự báo viên có thể
thấy một số ổ đối lưu có độ ổn định và đặc trưng di chuyển như dông siêu ổ (Klemp,
1990). Tuy nhiên, sự thiếu lực nổi vẫn có thể gây nên thời tiết xấu do có thể hình thành
mây tích.
5.10.6 Chỉ số năng lượng xoáy (EHI)
Độ xoáy tương đối 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 lốc. Tuy nhiên, kết quả
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 mối 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 gồm 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.