Khí tượng học synốp (Phần nhiệt đới) - Trần Công Minh Phần 9

Chia sẻ: Qwdwqdwqd Dqwdqwdqwd | Ngày: | Loại File: PDF | Số trang:16

Thêm vào BST

Báo xấu

93
lượt xem 5
download

Download Vui lòng tải xuống để xem tài liệu đầy đủ

Lớp nghịch nhiệt phía trên mực 800mb đóng vai trò một lớp kìm giữ đối lưu, ngăn giữ lớp ẩm mực thấp không bị lan tỏa mất ẩm. Lớp không khí lạnh phía trên lớp nghịch nhiệt có gradien nhiệt độ thẳng đứng rất lớn, gần bằng gradien đoạn nhiệt khô (1oC/100m) do rất khô.

Chủ đề:

Bình luận(0) Đăng nhập để gửi bình luận!

Lưu

Nội dung Text: Khí tượng học synốp (Phần nhiệt đới) - Trần Công Minh Phần 9

129 tiềm năng đối lưu và lực nổi rất lớn. Lớp nghịch nhiệt phía trên mực 800mb đóng vai trò một lớp kìm giữ đối lưu, ngăn giữ lớp ẩm mực thấp không bị lan tỏa mất ẩm. Lớp không khí lạnh phía trên lớp nghịch nhiệt có gradien nhiệt độ thẳng đứng rất lớn, gần bằng gradien đoạn nhiệt khô (1oC/100m) do rất khô. Tại các lớp trên cao có bình lưu lạnh làm giảm nhiệt độ của lớp này và tăng độ bất ổn định của khí quyển. Do tác động của front lạnh lớp ẩm Đáy tầng Hình 5.9. Profile nhiệt ẩm điển hình trước khi hình thành dông mạnh tạo vòi rồng (γd, γw- gradien đoạn nhiệt khô, gradien đoạn nhiệt ẩm) dầy dưới mực nghịch nhiệt có thể được nâng lên cao. Nếu buổi sáng chỉ có những cụm mây tích nhỏ thì gần trưa do lớp không khí phía dưới được đốt nóng sẽ nâng lên, phá vỡ lớp nghịch nhiệt và bốc lên cao tạo thành các đám mây tích lớn. Tiếp đó các đám mây dông này phát triển thành các đám mây dông mạnh siêu ổ, phát triển theo chiều cao tới tận đỉnh tầng đối lưu và dạng mây hình đe phía trên mây tích cũng hình thành. Điều kiện thứ hai để hình thành dông mạnh tạo vòi rồng là phải có độ đứt hướng gió và tốc độ gió theo chiều cao tạo dòng khí xoáy mạnh và nâng lên cao ngược chiều kim đồng hồ, xung quanh khu vực xoáy thuận quy mô vừa với mặt cắt rộng từ 5-10km. Quan trắc bằng rađar Dopler cho thấy xoáy bắt đầu từ mực giữa cơn dông sau đó lan xuống dưới. ống xoáy kéo dài tới mặt đất. Do bảo toàn mômen động lượng tốc độ xoáy sẽ tăng lên. Khi ống xoáy kéo dài ra, không khí nóng ẩm xung quanh thổi vào khu vực áp thấp của vòi rồng sẽ thăng lên và dãn nở, trong không khí xẩy ra ngưng kết hơi nước tạo mây thành vòi rồng. Không khí phía dưới vòi rồng thổi vào vùng trung tâm, lạnh đi nhanh chóng và ngưng kết, mây vòi rồng lan tới mặt đất và toả rộng như mô tả trên hình 5.10.
130 Hình 5.10. Một số đặc điểm, cấu trúc liên quan với dông tạo vòi rồng Trong khi các dòng khí xung quanh vòi rồng thổi xoáy và bốc lên cao, cuốn theo các mảnh vỡ mà nó tàn phá thì quan trắc rađa Dopler cho thấy bên trong lõi vòi rồng mạnh là chuyển động giáng xuống phía khí áp thấp mặt đất. Không khí giáng xuống nóng lên làm bốc hơi các hạt nước, làm tan mây ở khu vực này. Gần mặt đất nơi dòng khí giáng gặp các dòng khí thổi vào vòi rồng tạo thành dòng xoáy tổng hợp bốc nhanh lên cao. Một điều vẫn chưa rõ là tại sao phần lớn vòi rồng mạnh đều hình thành trong khu vực xoáy thuận quy mô vừa nhưng không phải tất cả xoáy thuận quy mô vừa đều tạo nên vòi rồng. 5.5.1 Các giai đoạn phát triển của vòi rồng Sơ đồ trên hình 5.11 mô tả các giai đoạn phát triển khác nhau của vòi rồng. Cuộn xoáy kéo dài từ chân mây vũ tích có thể tới đất hay không. Trước hết là giai đoạn sắp xếp đặc trưng bởi vòi rồng nhìn thấy được đã tới mặt đất mặc dầu là đường tàn phá của vòi rồng vẫn tiếp tục. Trong giai đoạn thành thục vòi rồng có chiều rộng lớn nhất. Trong giai đoạn thu hẹp thì vòi rồng giảm chiều ngang thành một cột rất mạnh. Giai đoạn tan được đặc trưng bởi sự rút lui và đứt đoạn của vòi rồng nhưng vẫn còn sức tàn phá lớn. Chuyển động của không khí trong và gần vòi rồng được mô tả trên hình 5.12 với các đường giới hạn khu vực tàn phá. Chuyển động của không khí phía trong và gần lốc được xác định bởi các mảnh vỡ và các mô hình cảnh vật bị tàn phá ở mặt đất. Trong giai đoạn thành thục tốc độ gió tiếp tuyến ở bán kính 200m và độ cao 60-120 m vượt quá 50-80 m/s. Vòi rồng đôi khi có thể có từ 1-6 vòi phụ có đường kính 0,5-50 m. Các "xoáy hút" này có thể di chuyển ổn định xung quanh tâm lốc. Đó là các dòng khí với tốc độ rất lớn và để lại các vệt tàn phá trên đường của cơn lốc.
131 H Hình 5.11. Quỹ đạo của vòi rồng trong các giai đoạn phát triển ở thành phố Union Oklahoma, chữ A-H chỉ các khu vực tàn phá của vòi rồng (Golden và Purcell, 1978) Đối lưu sâu (đối lưu mạnh và phát triển trong một lớp dầy) đóng một vai trò rất quan trọng trong sự phát triển lốc và vòi rồng thông qua sự tương tác giữa đối lưu và dòng qui mô lớn. Mưa trong dải mây của dông phần lớn có đặc tính đối lưu, tuy nhiên mưa cũng có một phần là từ mây tằng với một lớp tan băng biểu hiện rõ trên màn hình rađa. Hình 5.12. Mô hình lốc với nhiều xoáy hướng xoáy hút (Fujita, 1981) Vòi rồng khi tới mặt đất có thể tạo nên những cơn lốc trong cùng một thời điểm. Gió trong các cơn lốc đều xoáy ngược chiều kim đồng hồ như xoáy thuận quy mô vừa mà trong đó chúng phát triển. Tâm của hoàn lưu nằm đúng tâm của dải mây mắt dông, trong đó những dải mây phía ngoài gồm có mây: mây đối lưu và mây tằng dạng xoắn hướng tâm. Thành mây mắt dông thường quan trắc thấy dạng đối xứng khi bán kính của thành mây đạt giá trị cực tiểu thì dải mây cũng tan đi và được thay thế bằng dải mây mắt dông với bán kính 50-150 km và khí áp của mắt dông tăng lên.
132 Hình 5.13. Sơ đồ mặt cắt thẳng đứng nhiễu rađa qua tâm hệ thống mây dông có lốc (Jorgensen, 1982) Thành mây mắt dông có trước và nằm ở gần tâm dông và thành mây mắt dông mới nằm ở cách xa trung tâm dông. Thành mây mắt dông tồn tại thêm một thời gian. Shea (1995) cho rằng chuyển động thăng cực đại và như vậy sẽ có sự phát triển mạnh nhất của mây và mưa có liên quan với thành mây mắt dông có bán kính rất gần với bán kính của khu vực tốc độ gió cực đại (Hình 5.13). 5.6 NHỮNG ĐIỀU KIỆN CẦN CHO SỰ PHÁT TRIỂN DÔNG 5.6.1 Điều kiện nhiệt động lực Có ba điều kiện quan trọng nhất đối với môi trường trước khi hình thành một cơn dông đó là: sự có mặt của lớp ẩm mực thấp; lớp gần mặt đất có lượng hơi nước đủ để có lực nổi cần thiết làm cho phần tử đối lưu đạt mực đối lưu tự do; có độ bất ổn định ẩm (CAPE) trong lớp dầy phía trên mực đối lưu tự do thúc đẩy dòng thăng đáng kể tới một độ cao lớn (mực có nhiệt độ ≤ 20oC); cơ chế nâng (đôi khi còn gọi là cơ chế khởi đầu) tạo nên một dòng thăng ban đầu bằng cách nâng một phần của không khí mực thấp đến mực đối lưu tự do của nó. Ba điều kiện này được coi quan trọng như nhau, và đều cần cho sự phát triển của dông (Doswell, 1995). Những điều kiện có liên quan một phần đến cơ chế nâng làm tăng độ bất ổn định thông qua lớp khí được nâng lên. Nếu khu vực chỉ có hai điều kiện trên được đảm bảo thì khu vực đó được coi như có khả năng tạo dông. Trong rất nhiều khu vực nhiệt đới, điều kiện 1 và 2 được bảo đảm và dự báo viên cần phải chú ý đặc biệt trong việc đánh giá cơ chế nâng. Để dông hình thành cần phải có đủ hơi nước trong một lớp dầy đáng kể (lớn hơn 500m tương ứng với 50mb; lý tưởng là lớp này dầy 100mb gần mặt đất) để dông có thể khởi đầu và phát triển. Nói chung đối với miền ôn đới, điểm sương mặt đất ≥ 13oC thuận lợi nhất đối với sự hình thành dông. Tuy nhiên, cũng có trường hợp dông phát triển với
133 điểm sương mặt đất nhỏ hơn. Như vậy là cần có đủ ẩm mặt đất để tạo một cơ chế nâng có thể nâng được các phần tử khí của lớp biên đến mực đối lưu tự do, và tạo nên dòng thăng mạnh và mở rộng ở phía trên mực này. Thực tế nếu không có cơ chế nâng thì dù các điều kiện 1 và 2 đảm bảo thì cũng không thể hình thành dòng thăng mạnh vượt qua lớp cản để đối lưu khởi đầu tạo dông. Cơ chế nâng liên quan đến sự hội tụ gió do địa hình và trong các hình thế synôp thuận lợi. Để dông phát triển các phần tử khí khi đạt đến mực đối lưu tự do phải có được lực nổi đủ lớn để duy trì dòng thăng đến các mực cao. Điều đó yêu cầu phải có không khí môi trường phía trên mực đối lưu tự do nằm trong trạng thái bất ổn định có điều kiện (nghĩa là có gradien thẳng đứng có giá trị giữa gradien đoạn nhiệt khô và gradien đoạn nhiệt ẩm) trong một lớp dầy đáng kể. Để dông có thể hình thành thì cường độ bất ổn định phải bảo đảm: tạo dòng thăng ít nhất là với tốc độ 10 m/s. Ở phần trên của đỉnh mây tích hình tháp đang phát triển phải bắt đầu một quá trình hình thành băng đáng kể. Với dòng thăng 10 m/s thì quá trình hình thành tinh thể băng phải bắt đầu từ -13oC. Nhiệt độ đỉnh mây ≤ -20oC thường được coi là điều kiện đủ trước cơn dông. Sự khởi đầu đối lưu bao giờ cũng do một cơ chế nâng hỗ trợ vì khí quyển không bao giờ có độ bất ổn định đủ lớn để mây đối lưu dầy có thể tự nâng lên cao. Cơ chế nâng bắt đầu (ổn định ít nhất từng thời gian) dòng thăng trong dông bằng cách nâng một phần lớp không khí tới lớp đối lưu tự do của nó. Cơ chế nâng gồm hai bước: bước "phá vỡ" lớp ổn định và bước "khởi đầu". Quá trình khởi đầu qui mô vừa phá vỡ tính ổn định của lớp không khí mực thấp, làm suy yếu sự cản trở bất kỳ và làm dầy thêm lớp ẩm. Cơ chế khởi đầu là cơ chế giúp cho các phần tử nhiệt đầu tiên xuyên qua lớp ổn định phía trên lớp biên đã được làm yếu. Quá trình phá vỡ lớp ổn định và khởi đầu được minh chứng bằng thực tế quan trắc là dông thường phải có quá trình hình thành ở gần lớp biên hội tụ trong khoảng vài giờ. Đôi khi dông không hình thành do có sự cản quá mạnh thì những đám mây tích hình tháp hẹp tồn tại ngắn thường quan trắc thấy trong khu vực có dòng thăng mực thấp. Ngoài ba điều kiện nói trên cần có một số điều kiện bổ sung sau đây: a/ Lớp không khí khô từ mực thấp đến mực giữa. Không khí khô nằm trên lớp không khí mực thấp có khả năng làm cho độ bất ổn định đạt cực đại tại đỉnh của lớp ẩm và sau đó tốc độ dòng thăng đạt cực đại. Khi không khí khô mực giữa (khoảng 850-300mb) bị làm lạnh do bốc hơi tạo ra một dòng giáng, tuỳ thuộc vào độ dày của lớp không khí khô từ mực LFC cuốn vào trong dông theo một cách nhất định. Dòng giáng này đóng vai trò quan trọng trong việc duy trì độ mạnh của dông. Không khí khô mực thấp cũng thúc đẩy sự làm lạnh do bốc hơi mạnh dưới mực chân mây. b/ Dòng nhiệt, ẩm mực thấp đi vào cơn dông. Thường các cơn dông mạnh đều có dòng nóng ẩm đi vào phần đầu cơn dông ở mực thấp rất mạnh. Đó là dấu hiệu của sự hình thành lớp ẩm mực thấp và tăng khả năng cho mưa đá lớn và dòng giáng tức thời. Sự phát triển dông có thể bùng nổ nếu dòng gió phi địa chuyển mực thấp vận chuyển không khí nóng ẩm đến các ranh giới của các khu vực bị cản. Dòng khí trong dông ở 2 km gần mặt đất có tốc độ ≥ 10 m/s có thể gây dông
134 mạnh. c/ Độ đứt gió thẳng đứng lớn Các nghiên cứu mô hình số trị và số liệu quan trắc đã chỉ ra một cách rõ ràng rằng dông thường hình thành ở những khu vực có độ đứt gió thẳng đứng lớn (Chẳng hạn độ đứt gió trên mực 500mb là lớn hơn hoặc bằng 18m/s, (Colquhoun, 1987). Trên thực tế, profile gió thẳng đứng của môi trường liên quan đến dông trong lớp từ mặt đất đến 6 km là nhân tố rất quan trọng trong việc xác định khả năng hình thành dông mạnh. Tầm quan trọng của độ đứt gió là ở chỗ nó bảo đảm cho dòng đi vào cơn dông của không khí ẩm để duy trì dòng thăng và duy trì dòng giáng. Độ đứt gió trong cơn dông trong thời gian dài không những duy trì các dòng trong dông mà còn giúp cho dòng này tách riêng ra và thậm chí còn có tác động thúc đẩy hơn là tác động ngăn cản hay phá vỡ giữa hai dòng này. Độ đứt gió cũng là công cụ trong sự chuyển động của các ổ mây dông, ít nhất là làm cho dông có thể theo kịp front gió giật. Điều đó tăng cường sự hội tụ ở front của gió giật, khôi phục dòng thăng và ngăn chặn dòng giáng và không cắt dòng nóng ẩm đi vào dông. Khả năng đẩy front gió giật của chúng chính là một nhân tố rất quan trọng trong việc duy trì sự ổn định tương đối của đường tố của dông và các siêu ổ. Profile thẳng đứng thích hợp đối với sự phát triển của các siêu ổ dông tạo nên xoáy hướng xoáy ngang đáng kể dọc theo dòng đi vào ở mực thấp. d/ Băng kết nhiệt biểu ẩm giữa mực 1,5 - 4 km Độ cao của mực băng kết nhiệt xác định theo biểu ẩm phải đủ lớn vì chỉ có dưới mực này thì các tinh thể băng mới có thể tan đáng kể và dòng giáng mới có thể được khởi động. Độ cao này phải bằng hay thấp hơn lớp băng kết, đặc biệt là khi môi trường khô. Giữa những mực này thì bất kỳ một sự tan của tinh thể băng nào cũng gây nên sự lạnh đi do bốc hơi trên bề mặt của nó và tạo nên quá trình phục hồi băng kết từng phần. Hiện tượng nhiệt động lực này có hệ quả quan trọng đối với các dòng giáng và cỡ của các hạt mưa đá. Cả hai hiện tượng này đều chịu ảnh hưởng một cách đáng kể của sự tan của các hạt băng và sự bốc hơi của nước lỏng. 5.6.2 Hình thế synôp, điều kiện đốt nóng và tác động của địa hình Như ta đã biết để dông có thể khởi đầu cần phải có tác động phá vỡ lớp kìm giữ đối lưu và đẩy không khí lên cao, vượt qua lớp cản tới mực có thế năng có khả năng đối lưu dương (CAPE dương). Tác động nâng ban đầu, thúc đẩy và duy trì dòng thăng có thể là tác động hội tụ trong các hình thế synôp và tác động nâng cưỡng bức của địa hình. Sự phá vỡ lớp cản đối lưu tương tự như sự bật tung của nắp ấm nước và đột ngột giải phóng năng lượng tạo khởi đầu quá trình đối lưu Hội tụ mực thấp thường có thể do những hệ thống qui mô vừa. Đôi khi sự hội tụ có thể yếu và rất khó phát hiện nơi hình thành lớp bằng mạng lưới quan trắc thông thường, có trường hợp khi dông xuất hiện trong môi trường nơi mà lớp ổn định ngăn chặn bị phá vỡ. Điều khó khăn là phải xác định vị trí chính xác nơi khởi đầu của dông. Ngoài ra các nhân tố như sự đốt nóng bề mặt, sự nâng lên do địa hình, "hồ lạnh" ở trên cao, sự lạnh phát xạ ở phần trên mây và phân kỳ ở trên cao liên quan với dòng xiết
135 và rãnh trên cao cũng có thể là các cơ chế khởi đầu. Chúng hỗ trợ cho môi trường đối với sự hình thành dông bằng cách tăng cường độ bất ổn định và làm cho cơ chế nâng của mực thấp có cường độ lớn. Sự đốt nóng của không khí phía trên mặt đất sẽ tạo nên những phần tử nhiệt được điều khiển bởi hoàn lưu địa phương. Bản thân sự nâng lên do địa hình không tạo nên được dòng thăng khởi đầu nhưng hỗ trợ để phá vỡ lớp ổn định mực thấp. Quan trắc dông hình thành phía trên các dãy núi cho thấy có sự phá vỡ độ ổn định do hội tụ gây nên do địa hình. Các "hồ lạnh" trên cao, sự lạnh đi do phát xạ của phần trên mây cũng không thể khởi đầu cho dòng thăng nhưng làm tăng độ bất ổn định ở phần giữa tầng đối lưu và do đó làm tăng xác suất hình thành dông. Sự hội tụ thuận lợi do sự hình thành dông có thể thấy trong bão, dải hội tụ nhiệt đới, dọc theo front lạnh, sóng đông, sóng xích đạo… Hội tụ gây nên do khu vực đồi núi tại địa phương có thể gây nên dòng nâng ở mực thấp do hiệu ứng ken sít của đường dòng trên đỉnh núi hay do các dòng vào khe núi. Hội tụ có thể gây nên do ma sát dọc theo đường biển khi dòng khí đi vào đất liền thường chịu ma sát lớn hơn của đất liền do đó tạo nên sự hội tụ dọc theo đường biển với tốc độ gió 20 m/s có thể tạo nên hoàn lưu thẳng đứng phi địa chuyển gây ra dòng thăng mực thấp 1km di chuyển về phía ngoài khơi một khoảng cách 200km. 5.7 NHỮNG PROFILE NHIỆT ẨM ĐẶC TRƯNG TRƯỚC CƠN DÔNG Trong dự báo dông giản đồ thiên khí với các frofile nhiệt là công cụ chủ yếu đánh giá năng lượng bất ổn định (CAPE), năng lượng cản đối lưu (C:N). Người ta đã chứng minh rằng profile nhiệt ẩm thể hiện trạng thái nhiệt ẩm trước dông, nhất là những profile nhiệt ẩm của những thám trắc gần nhất, trong các thời điểm rất gần hoặc ngay trước khi dông xuất hiện. Các profile nhiệt ẩm của các thám sát gần nhất biểu diễn một lớp ẩm mực thấp đang dày lên và sự cản trở rất nhỏ, rõ ràng là do hội tụ mạnh mực thấp và đốt nóng bề mặt ở khu vực đó (Schaefer và Livingston, 1990). Tuy nhiên, điều này có thể do thám sát gần nhất bị ảnh hưởng rất lớn bởi các cơn dông dù là không bị ảnh hưởng bởi dòng đi ra trong dông hoặc sự phát triển của mây. Những profile nhiệt ẩm được chỉ ra trong mục này là những profile nhiệt ẩm hay gặp trước dông. Chúng mô tả các môi trường chưa bị ảnh hưởng bởi các quá trình trong dông. Dông có thể hình thành trong nội bộ một khối khí nhưng cũng có thể hình thành trong khu vực front lạnh ngăn cách các khối khí có thuộc tính khác nhau. Mặt khác trong cấu trúc thẳng đứng của môi trường liên quan đến các cơn dông mạnh thường thấy những sự khác nhau về nguồn phát sinh của không khí tại các mực khác nhau. Miler (1972) đã phân các dạng profile nhiệt ẩm trước dông thành bốn loại: 1. Dạng profile nhiệt ẩm “thắt ở lớp dưới”; 2. Dạng profile nhiệt ẩm nhiệt đới; 3. Dạng profile nhiệt ẩm trong không khí lạnh; 4. Dạng profile nhiệt ẩm “V ngược”. Cần lưu ý rằng thực tế có nhiều biến dạng và phối hợp của các dạng nói trên. Tuy nhiên, sự phân chia này rất hữu ích trong việc xác định những cấu trúc nhiệt động lực
136 dẫn đến sự hình thành dông. Hình 5.14. Ví dụ điển hình về profile nhiệt ẩm loại 1 - dạng thắt ở lớp dưới. Cần lưu ý ở đây tồn tại một lớp ẩm khá lớn ở mực thấp, trên là lớp nghịch nhiệt đối lưu chắn và còn phía trên lớp này có gradien thẳng đứng của nhiệt độ rất nhỏ. Các cơn dông có lốc xoáy xuất hiện vào lúc buổi chiều (Bluestein, 1993a) Profile nhiệt ẩm trước dông dạng 1 có dạng “thắt ở lớp dưới” (Hình 5.14.) báo trước cho sự xuất hiện của các cơn dông có dòng thăng mạnh. Những cơn dông này đòi hỏi cơ chế động lực để khởi đầu chúng, như đối với các siêu ổ. Ở mực dưới đường tầng kết nằm sát đường điểm sương hình thành một lớp ẩm cản giữ đối lưu ở mực thấp tạo điều kiện tích luỹ năng lượng và sẽ bùng nổ đối lưu. Khi có cơ chế nâng thích hợp lớp biên ẩm mực thấp (độ ẩm tương đối đặc trưng lớn hơn 65%) và sự tăng nhanh của gradien đoạn nhiệt khô trên lớp cản ổn định tích luỹ năng lượng cho một dòng thăng mạnh khi đối lưu bùng nổ. Không khí khô phía trên lớp nghịch nhiệt tăng cường dòng giáng trong bất kỳ một cơn dông nào. Profile nhiệt ẩm dạng 2 đặc trưng đối với một khối khí nhiệt đới với nhiệt độ đặc trưng bề mặt vào buổi chiều lớn hơn 270C, dung lượng ẩm cao ở tất cả các mực (Độ ẩm tương đối lớn hơn 60%, cho đến độ cao hơn 6 km) và gradien đoạn nhiệt bất ổn định có điều kiện gần bão hoà. Cơn dông xuất hiện trong môi trường như vậy sẽ có những dòng thăng vừa phải nhưng có thể tạo ra mưa lớn vì dung lượng ẩm lớn và dông có độ dày lớn. Tương tự, lực cản kìm giữ yếu tạo điều kiện cho đối lưu diện rộng. Đặc điểm của profile nhiệt ẩm loại này là tồn tại một lớp không khí rất khô nằm phía trên lớp không khí ẩm, trong lớp không khí khô đó gradien nhiệt độ môi trường rất lớn, lớn hơn gradien đoạn nhiệt ẩm nên ở đây tạo lớp không khí bất ổn định có lượng thế năng có khả năng đối lưu (CAPE) rất lớn. Khi lớp không khí ẩm phía dưới do dòng thăng dưới tác động của nguyên nhân bất kỳ (do hoạt động của front, dải hội tụ, hay địa hình) sẽ được lớp không khí khô bảo đảm lực nổi đủ mạnh để nâng không khí nóng ẩm lên cao tạo mây tích. Profile nhiệt ẩm loại này có thể là điều kiện cần để tạo ra những cơn dông rất mạnh. Trong một số trường hợp các cơn dông này có thể trở thành dông siêu ổ và tạo nên vòi rồng. Đường tầng kết và đường điểm sương trong profile nhiệt ẩm loại này tạo nên một dạng như khẩu súng lục nên người ta còn gọi dạng profile nhiệt ẩm này là profile “súng lục”.
137 Hình 5.15. Ví dụ về profile nhiệt ẩm loại 2. Ở đây cho thấy sự thăng lên của một phần tử khí (Phil Alford, 1995) Hình 5.16. Đường đậm nét biểu diễn 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 ẩm 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 thấy là lớp khô tác động như một nguồn thế năng của không khí lạnh giáng xuống. Biến dạng của profile nhiệt ẩm loại 2 là trường hợp tồn tại một lớp khô mực giữa tầng đối lưu phía trên lớp bất ổn định có điều kiện ẩm dày (Hình 5.16). Các điều kiện có thể dẫn đến sự hình thành dóng giáng ẩm thậm chí là từ một ổ bình thường.
138 Hình 5.17. Ví dụ về profile nhiệt ẩm loại 3 (profile nhiệt ẩm mùa lạnh) (Phil Alford, 1995) Profile nhiệt ẩm loại 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 đối 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 nhiệt ẩm loại IV-dạng chữ V ngược. Mô tả mực đối lưu tự do và phần tử khí thăng lên. Đây là một lớp có độ dầy cực đại (Bluestein, 1993) Profile nhiệt ẩm loại 4 là dạng profile nhiệt ẩm “V ngược” (Hình 5.18). Đây là đặc tính chung đối với các trường hợp hình thành dông khan trên lục địa. 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 mưa trong trường hợp này không lớn, nhất là tại bề mặt. Thời tiết xấu phát triển từ môi trường nhiệt động này là sự phá huỷ của gió bề mặt dưới dạng các dòng giáng khô. Hình 5.19 đặc trưng cho một profile nhiệt ẩm phối hợp từ một số cơn dông xuất phát từ dòng giáng khô. Ở Úc các profile nhiệt ẩm “V ngược” phát triển trong những khối
139 không khí khô (thường là trên các đảo) trong thời gian nóng trong năm. Vào buổi sáng sớm các thám sát có đặc trưng là nghịch nhiệt bức xạ mỏng 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 mạnh (Colorado, USA, 0000 UTC, mùa hè từ Caracena và các cộng sự, 1989) Khi xét các nhân tố nhiệt động lực gây dông theo các frofil nhiệt ẩm cần nhớ là dạng và qui mô của sự phát triển dông phụ thuộc vào nhiều nhân tố chứ không chỉ là profile nhiệt động môi trường và khi đánh giá các đặc trưng nhiệt động lực. Ta cần phải được đảm bảo rằng bất kỳ một thám sát nào trong khu vực đều biểu diễn môi trường trước dông trong đó đối lưu sẽ hình thành. Không khí khí quyển luôn chuyển động và cùng với chuyển động đó là sự vận chuyển nhiệt ẩm theo chiều ngang và theo chiều thẳng đứng. Chính vì vậy profile nhiệt ẩm cũng biến đổi theo thời gian. Việc xác định những nhân tố làm biến đổi profile nhiệt ẩm 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 động lực giữa các profile nhiệt ẩm quan trắc được để dự đoán sự biến đổi 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 đổi địa phương của nhiệt độ bằng phương trình: ⎛ ∂T ∂T ⎞ ∂T Q − ( γd − γ ) w − ⎜ u =− +v ∂y ⎟ ∂t ⎝ ∂x Cpm ⎠ ở đây
140 Cpm : nhiệt dung riêng của không khí ẩm với khí áp không đổi, Q: tỷ lệ đốt nóng đoạn nhiệt, 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 đổi nhiệt độ địa phương phụ thuộc vào ba nhân tố: đốt nóng hay lạnh đi đoạn nhiệt nhất là ở gần mặt đất, nơi lý thuyết đối lưu chất điểm không tính đến sự cuốn hút của không khí từ bên ngoài vào hệ thống được giả thiết 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 rối cơ học hay với xáo trộn đối lưu (đặc biệt là ở gần mặt đất), ngưng kết và bốc hơi gần mặt đất hay trong mây, trong mưa. Quá trình lớn nhất ở đây là sự đốt nóng hay lạnh đi của 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 đối lưu. 2. Chuyển động thẳng đứng (do cưỡng bức địa hình hay cưỡng bức động lực học) dẫn đến sự biến đổi đoạn nhiệt, bình lưu nhiệt độ theo chiều thẳng đứng và sự biến đổi gradien thẳng đứng của nhiệt độ do sự nén hay dãn nở theo chiều thẳng đứng. Chuyển động thẳng đứng đặc biệt có tác động biến đổi gradien nhiệt độ thẳng đứng ở mặt đất khi chuyển động này mạnh. 3. Bình lưu nhiệt độ theo chiều ngang đóng vai trò quan trọng trong sự biến đổi cấu trúc thẳng đứng của nhiệt độ. Hiệu quả của nó rất khó đánh giá do bình lưu nóng thường liên quan với chuyển động thăng và ngược lại, đối với bình lưu lạnh. Bình lưu nhiệt độ có thể có đặc tính bình lưu lạnh và bình lưu nóng, đối với các lớp khác nhau và có thể làm biến đổi gradien 1oC/ km trong 3 giờ (Doswell, 1982). Theo số liệu thám sát gió ta có thể xác định sự tăng, giảm 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 đổi cá thể của độ ẩm riêng có thể được biểu diễn bằng phương trình: ∂q dq ⎛ ∂q ∂q ⎞ ∂q = − ⎜u + v ⎟ − w ∂z ∂t dt ⎝ ∂x ∂y ⎠ ở đây: q: độ ẩm riêng. w: tốc độ thẳng đứng.
141 ∂q ∂q + v : bình lưu ngang của độ ẩm riêng. u ∂x ∂y Trong vế phải: thành phần thứ nhất bao gồm những sự biến đổi theo thời gian, nó có thể bao gồm cả sự biến đổi pha hơi nước trong phần tử mây và trao đổi rối của hơi nước. Các thành phần khác là bình lưu ngang và bình lưu thẳng đứng của độ ẩm. Quá trình biến đổi pha làm biến đổi lượng ẩm gồm: quá trình tăng dung lượng ẩm do chuyển động 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 đối lưu do ngưng kết hơi nước hay băng tan trong mây. Sự trao đổi rối của hơi nước, bình lưu ẩm gồm cả sự trao đổi rối giữa phần tử đối lưu và môi trường. Chuyển động thẳng đứng đóng vai trò quan trọng trong sự biến đổi dung lượng ẩm của không khí, đặc biệt là ở các lớp không khí gần mặt đất hay xung quanh mây. Độ ẩm 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 động rối, cơ chế đối lưu hay cơ chế động lực tạo các xoáy rối gây nên sự trao đổi giữa không khí ẩm bốc lên từ mực thấp với không khí khô giáng xuống từ trên cao. Cường độ của quá trình vận chuyển hơi nước lên cao phụ thuộc vào: độ ẩm của mặt đất, gradien thẳng đứng của hệ số trao đổi rối, độ gồ ghề của bề mặt, độ ổn định mực dưới, tốc độ gió 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 đổi profile ẩm do chuyển động ngang của không khí trong khí quyển với gradien ngang của hơi nước. Bình lưu ẩm theo chiều thẳng đứng thường làm biến đổi dung lượng ẩm do chuyển động thẳng đứng của không khí trong khí quyển với gradien thẳng đứng của hơi nước. Đôi khi quá trình này có thể ∂q được bỏ qua khi xét điều kiện trước khi xảy ra đối lưu do gần bằng không trong lớp ∂z xáo trộn mạnh 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 diễn biến của dông trong môi trường nhiệt động 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 t ố. 5.9.1 Toán đồ mô tả profile gió Toán đồ gió là toán đồ trên tọa độ cực với đường nối các đuôi của vectơ gió tại các độ cao, đường này còn được gọi là đường đầu tốc (Hình 5.20). Ở mỗi đầu vectơ có ghi rõ độ cao.
142 Hình 5.20. Ví dụ toán đồ gió với các điểm chỉ tốc độ gió quan trắc được trên các độ cao. Chuyển động quan trắc được hay dự báo được đánh dấu bằng vectơ S. Với vectơ S ta có thể tính tốc độ gió tương ứng với dông (Phil Alford, 1995) Toán đồ gió chính là hình chiếu của vectơ gió ở các độ cao lên trên một mặt phẳng. Mỗi đoạn của toán đồ biểu diễn sự biến đổi của gió hay độ đứt thẳng đứng của gió giữa hai mực (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 phải 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 động của dông có thể được biểu diễn như một điểm trên toán đồ gió. Tiếp đó, gió tương ứng với dông có thể được xác định một cách dễ dàng trên toán đồ gió bằng cách hình dung vectơ gió (tương đối) kéo dài từ đầu vectơ chuyển động của dông. Hình 5.21. Mô tả toán đồ gió bằng tập hợp hình chiếu vectơ gió trên các độ cao trên một mặt 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
143 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 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 địa chuyển một phần do ma sát có thể gây ảnh hưởng lớn đến độ đứt thẳng đứng của gió. Chẳng hạn, phân kỳ mực cao ở phía phải dòng xiết trên cao liên quan với sự giảm 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 địa chuyển. 5.9.3 Hiệu ứng của độ đứt thẳng đứng của gió đối với sự phát triển đối lưu Các yếu tố đối lưu quy mô lớn với dòng thăng mạnh có liên quan với độ đứt thẳng đứng của gió lớn. Vai trò quan trọng của độ đứt thẳng đứng của gió là ở chỗ nó giúp duy trì dòng đi vào dông của không khí ẩm để "thúc đẩy" 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 thời 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 động lực di chuyển của dông, duy trì front gió giật, làm tăng sự hội tụ ở front gió giật, khởi đầu dòng thăng. Khả năng duy trì front gió giật là nhân tố quan trọng duy trì sự ổn 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 cuốn 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 tới khả năng xuất hiện dòng thăng và duy trì sự tập trung xoáy trong lốc. Dòng đi vào mực thấp sau đó nhập với dòng thăng. Quan hệ giữa độ đứt thẳng đứng của gió và loại dông được biểu diễn trên hình 5.22. Đó là các toán đồ gió điển hình trong các trường hợp hình thành dông tồn tại trong thời gian ngắn, dông mạnh đa ổ và dông mạnh siêu ổ tồn tại trong thời gian dài, dông càng mạnh độ đứt gió càng phải lớn.
144 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 mạnh đa ổ; (c) Dông mạnh siêu ổ (Chisolm và Renick, 1972) Loại profile gió trong môi trường dông mạnh đa ổ có độ đứt thẳng đứng của gió khoảng 5 kts/km. Môi trường trong dông đa ổ có toán đồ gió thẳng nhưng có thể có nhiều biến dạng. Trong lớp dưới chân mây của môi trường dông siêu ổ có độ đứt thẳng đứng của gió lớn hơn, trung bình là 14kts/km. Weisman (1982) cho thấy toán đồ gió trong trường hợp này quay lớn hơn 90o theo chiều xoáy nghịch với tốc độ gió lớn hơn 20kts, có độ xoáy tương đối khá lớn trong lớp 3 km dưới cùng. Dùng profile gió kỳ quan trắc cuối của trạm cao không gần nhất có thể dự đoán sự biến đổi của proflie gió trong tương lai. Ta cũng có thể dùng toán đồ gió phối hợp với kết quả tính gió trên cao, tại mặt đất, biến đổi gió mặt đất, gió sườn núi, gió lớp biên. Cần lưu ý đến sự biến đổi 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 định bằng cách dùng tổ hợp các đại trưng T (nhiệt độ), Td (điểm sương), θ (nhiệt độ thế vị), θe (nhiệt độ thế vị tương đương), r (độ ẩm tương đối) 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 loại thời tiết đối lưu sắp tới. Các thử nghiệm xây dựng chỉ số cụ thể là rất cần thiết đối với bất kỳ một trạm riêng lẻ nào, vì các giá trị của chỉ số thường biến đổi theo mùa và theo điều kiện địa lý. Dưới đây là một số chỉ số thường được dùng trong các thực nghiệm phân tích và dự báo dông hiện đang được sử dụng rộng 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 đối lưu. Nó được biểu diễn như là năng lượng nổi tiềm năng theo lý thuyết phần tử đơn thuần đối với một phần tử khí lớp biên khi nó được nâng lên từ mực đối lưu nâng tự do (LFC) đến mực cân bằng (EL) (Hình 5.2) (Moncrieff và Green, 1972). Biểu thức toán học của CAPE là: