Khí tượng học synốp phần 10 doc

21 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”. 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 lớ p bất ổn định có điều kiện ẩm dày (Hình 5.16). Các điều 22 kiện có thể dẫn đến sự hình thành dóng giáng ẩm thậm chí là từ một ổ bình thường. 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 20 o C), 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 mặ t. 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 không khí khô (thường là trên các đảo) trong thời gian nóng trong năm. Vào buổi sáng sớm các 23 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 v ới 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: () d pm TQ TT wu tC x y v ⎛⎞ ∂∂∂ =− − γ −γ − + ⎜⎟ ∂∂∂ ⎝⎠ ở đây C pm : nhiệt dung riêng của không khí ẩm với khí áp không đổi, Q: tỷ lệ đốt nóng đoạn nhiệt, 24 γ d : gradien đoạn nhiệt khô, T z ∂ γ− ∂ : gradien thẳng đứng của nhiệt độ môi trường, 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 gi ả 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 b ốc 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 1-2 o C/ 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 lư u 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 1 o C/ 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: qdq q q q uw tdt x y z v ⎛⎞ ∂∂∂∂ =− + − ⎜⎟ ∂∂∂∂ ⎝⎠ ở đây: q: độ ẩm riêng. w: tốc độ thẳng đứng. qq u xy v ∂∂ + ∂∂ : bình lưu ngang của độ ẩm riêng. 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. 25 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 gi ữa 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 đố i 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 mự c 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 củ a không khí trong khí quyển với gradien thẳng đứng của hơi nước. Đôi khi quá trình này có thể được bỏ qua khi xét điều kiện trước khi xảy ra đối lưu do ∂ ∂ q z gần bằng không trong lớp 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 tố. 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. 26 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 thẳ ng 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 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 địa chuyển một phần do ma sát có thể gây ảnh hưởng lớn đến độ đứt thẳng đứng củ a 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 tri ển 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. 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 c / 28 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 90 o 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 s ự 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), T d (điểm sương), θ (nhiệt độ thế vị), θ e (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: 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 1cm 2 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 29 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 nhi ệt 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 l ớn. 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 mư a 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 mộ t 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 () . 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 m ột 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 n ăng 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 c ần 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. 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 = T 850 + T d850 -2 T 500 ở đây: T 850 và T 500 - nhiệt độ tại mực 850 và 500mb và T d850 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 = T d850 - T 500 VT = T 850 -T 500 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 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 đỉ nh 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 cầ n 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 [...]... 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... 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... 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... 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 Biểu diễn toán học của chỉ số CIN có dạng: LFC CIN = − g ∫ Sfc Tv '(z)... 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... 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... 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... 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. .. 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 38 nhiệt độ mặt đất tới điểm 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 giảm 1-2oC trong lớp có độ dày 10- 15 mb và phía trên điểm đầu của profile nhiệt... 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 100 m2/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 . 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. 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 củ a không khí trong khí quyển với. 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