Khí tượng học synop ( phần nhiệt đới) NXB ĐHQG hà nội

KHÍ TƯỢNG HỌC SYNỐP ( Phần nhiệt đới) NXB ĐHQG Hà Nội Simpo PDF Merge and Split Unregistered Version - http://www.simpopdf.com Chương Những động lực, nguồn lượng đặc điểm hoàn lưu nhiệt đới Trần Cơng Minh Khí tượng học synốp(Phần nhiệt đới) NXB Đại học quốc gia Hà Nội 2006 Từ khố: Hồn lưu nhiệt đới, nhiệt đới Tài liệu Thư viện điện tử ĐH Khoa học Tự nhiên sử dụng cho mục đích học tập nghiên cứu cá nhân Nghiêm cấm hình thức chép, in ấn phục vụ mục đích khác khơng chấp thuận nhà xuất tác giả Mục lục CHƯƠNG NHỮNG ĐỘNG LỰC, NGUỒN NĂNG LƯỢNG VÀ CÁC ĐẶC ĐIỂM CƠ BẢN CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI 1.1 1.2 1.3 1.4 RANH GIỚI MIỀN NHIỆT ĐỚI CÂN BẰNG NĂNG LƯỢNG NHIỆT CỦA MẶT ĐẤT VÀ KHÍ QUYỂN .3 NHỮNG NHÂN TỐ VẬT LÝ CƠ BẢN .7 BẢO TỒN MƠMEN QUAY VÀ SỰ TỒN TẠI ĐỚI GIĨ ĐƠNG NHIỆT ĐỚI VÀ ĐỚI GIĨ TÂY ÔN ĐỚI .9 1.5 NHỮNG ĐẶC ĐIỂM CƠ BẢN CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI .10 1.5.1 Phân bố theo vĩ độ tốc độ gió, khí áp, độ phân kỳ hội tụ 11 1.5.2 Chuyển động thẳng đứng dải mưa 11 1.5.3 Sự biến đổi theo mùa hoàn lưu nhiệt đới bất đối xứng hai bán cầu 13 1.6 TRƯỜNG ÁP, TRƯỜNG GIÓ MIỀN NHIỆT ĐỚI 14 1.7 CHUYỂN ĐỘNG THẲNG ĐỨNG .22 1.8 DÒNG XIẾT MIỀN CẬN NHIỆT VÀ NHIỆT ĐỚI .23 1.9 ÁP CAO CẬN NHIỆT TÂY THÁI BÌNH DƯƠNG VÀ ÁP CAO TIBET 26 Simpo PDF Merge and Split Unregistered Version - http://www.simpopdf.com Chương NHỮNG ĐỘNG LỰC, NGUỒN NĂNG LƯỢNG VÀ CÁC ĐẶC ĐIỂM CƠ BẢN CỦA HOÀN LƯU NHIỆT ĐỚI 1.1 RANH GIỚI MIỀN NHIỆT ĐỚI Trước tiên ta xác định khu vực nhiệt đới Trái Đất Hiện có số cách xác định miền nhiệt đới: theo quan điểm địa lý theo quan điểm khí tượng Theo quan điểm địa lý, miền nhiệt đới miền nằm hai phía xích đạo giới hạn o o chí tuyến Bắc (23 30’N) chí tuyến Nam (23 30’S), giới hạn ngồi khu vực Mặt Trời nằm vị trí thiên đỉnh o Trong khí tượng người ta coi miền nhiệt đới miền nằm hai vĩ tuyến 30 N o 30 S, gần trùng với vị trí trung bình trục cao áp cận nhiệt bán cầu, đường phân chia hồn lưu khí thịnh hành đới gió đơng (trong miền nhiệt đới) đới gió tây ơn đới Ranh giới di chuyển theo hướng kinh tuyến theo mùa, bao gồm nhiều khu vực với khí hậu cận nhiệt Mùa hè ranh giới có vị trí bắc đóng vai trò ranh giới phía bắc khơng khí nhiệt đới biển xích đạo Mùa đơng ranh giới lại di chuyển phía xích đạo khơng khí cực đới lan sâu xuống phía nam Phần lại Trái Đất bên ngồi miền nhiệt đới gọi miền ngoại nhiệt đới Trên trường gió mặt đất, miền nhiệt đới đặc trưng đới gió đơng miền ngoại nhiệt đới đới gió tây Chính khí tượng synơp người ta lấy ranh giới phân chia đới gió đơng nhiệt đới đới gió tây phần tầng đối lưu (mực 700mb) để xác định miền nhiệt đới Ranh giới biến động theo mùa phụ thuộc vào vị trí địa lý Miền nhiệt đới có nhiều đặc điểm khác biệt so với miền ôn đới chế độ xạ chế độ nhiệt dẫn đến khác biệt đáng kể đặc điểm hoàn lưu so với miền ngoại nhiệt đới Ở miền nhiệt đới, tia xạ Mặt Trời chiếu vng góc với mặt đất nên có lượng xạ nhiệt lớn đồng toàn miền Chính miền nhiệt đới nguồn nhiệt, từ nhiệt vận chuyển phía hai cực Lượng xạ nhiệt lớn đồng tạo nhiệt cao đồng Chính trường áp đồng thể gradien khí áp ngang nhỏ so với miền ngoại nhiệt đới (1-2 so với 3-5mb/100km) trừ trường hợp đặc biệt tượng dị thường bão gradien khí áp ngang tới 20mb/100km, lớn gấp 4-5 lần so với miền ngoại nhiệt đới Do vĩ độ thấp, lực Coriolis nhỏ khơng tới xích đạo, hệ thức địa chuyển không thực tốt miền ngoại nhiệt đới, nghĩa khơng có thích ứng tốt trường áp trường gió, khơng thể dùng hệ thức địa chuyển để tính tốc độ gió từ gradien khí áp suy trường gió từ trường áp Lượng nhiệt lớn cung cấp cho trình bốc từ đại dương rộng lớn miền cận nhiệt nhiệt đới tạo nguồn cung cấp ẩm lớn tín phong đưa từ trục áp cao cận nhiệt o (khoảng 30 vĩ) vào dải hội tụ nhiệt đới gần xích đạo tạo thành dải mây tích vũ tích cho mưa rào dơng khu vực xích đạo Trong điều kiện thuận lợi, nhiễu động dải hội tụ nhiệt đới khơi sâu phát triển thành xoáy thuận nhiệt đới, bão cho mưa to gió lớn với nhiều đặc trưng khác biệt so với xoáy thuận ngoại nhiệt đới Do dịch chuyển đới xạ cực đại theo hướng bắc nam hai bán cầu đốt nóng khác mùa đơng mùa hè, lục địa đất liền nên khu vực gió mùa miền nhiệt đới hình thành khu vực có hướng gió thịnh hành chế độ mưa ẩm đối lập hay gần đối lập mùa đông mùa hè Khác với miền ngoại nhiệt đới với dòng khí hướng tây, miền nhiệt đới dòng khí hướng đơng, dòng khí thổi rìa hướng phía xích đạo áp cao cận nhiệt Chính xốy thuận nhiệt đới kể bão có hướng di chuyển chủ yếu từ đơng sang tây, ngược với hướng di chuyển từ tây sang đông xoáy thuận ngoại nhiệt đới Với đặc điểm hình thời tiết miền nhiệt đới có cấu trúc, nguyên nhân hình thành đặc điểm di chuyển, phát triển khác ta thấy mục trình bày 1.2 CÂN BẰNG NĂNG LƯỢNG NHIỆT CỦA MẶT ĐẤT VÀ KHÍ QUYỂN Mặt Trời nguồn cung cấp lượng cho q trình khí Trái Đất Miền nhiệt đới hấp thụ lượng xạ nhiệt lớn Trái Đất trình bốc mặt biển xảy mạnh Chính miền nhiệt đới nguồn nhiệt nguồn ẩm, từ dòng khí dòng biển vận chuyển nhiệt ẩm miền vĩ độ cao Tồn cân lượng xạ mà khí hấp thụ phát xạ từ hệ thống Trái Đất - khí Chính mà nhiệt độ trung bình mặt đất khí khơng đổi thời gian dài Mặt khác, chuyển động kinh hướng chuyển động thẳng đứng hệ thống hoàn lưu lại đảm bảo cân nhiệt phần Trái Đất: nhiệt độ xích đạo có giá trị trung bình ổn định Kết tính trung bình nhiều năm thơng lượng xạ, lượng mưa, lượng bốc vận chuyển nhiệt dạng hiển nhiệt ẩn nhiệt bốc ngưng kết sở để xây dựng đường phân bố thông số theo vĩ độ Bắc Nam Bán Cầu (hình 1.1 - 1.4) Phân bố xạ Trái Đất phụ thuộc trước hết vào vĩ độ địa lý đánh giá thơng qua cán cân xạ (còn gọi cân xạ) Trên hình 1.1 sơ đồ tổng quát cân xạ theo vĩ tuyến Mặt đất thu xạ nhiệt dương hầu hết vĩ o độ, trừ phần nhỏ gần hai cực (cách cực khoảng 15 vĩ bán cầu), nơi phát xạ nhiệt từ bề mặt băng tuyết lớn lượng xạ nhận từ Mặt Trời Khí lượng phát xạ sóng dài nhỏ lượng nhận từ mặt đất, dòng nhiệt truyền từ mặt đất vào khí quyển, từ nhiệt lại truyền cho lớp cao cuối nhiệt vào khơng gian vũ trụ Hình 1.1 Phõn bố theo v độ thụng lượng xạ trung bỡnh năm mặt đất, khí hệ thống Trỏi Đất - khí (Seller, 1965) Đại lượng cán cân xạ hệ thống Trái Đất - khí tổng hai cân xạ cho mặt đất khí Đối với Trái Đất - khí cân xạ dương đối o o với miền nội nhiệt đới (giới hạn 35 N 35 S) âm miền ngoại nhiệt đới Phần dư xạ (cán cân xạ dương) miền nội nhiệt đới Miền ngoại nhiệt đới thiếu xạ thường xuyên bù lại trao đổi nhiệt vĩ độ dạng dòng ẩn nhiệt hiển nhiệt, đưa đến từ miền nhiệt đới Để bảo toàn cân nhiệt toàn phần cho thời đoạn dài, thể ổn định nhiệt độ trung bình độ cao vĩ độ cần phải có chế vận chuyển nhiệt từ mặt đất tới khí từ miền nhiệt đới phía vĩ độ cao Vận chuyển nhiệt từ mặt đất tới khí dạng hiển nhiệt, nhiệt truyền từ nơi nhiệt độ cao sang nơi nhiệt độ thấp ẩn nhiệt qua trình bốc hơi, ngưng kết nước trình vận chuyển hệ thống mây Trên biển nhiệt đới, lượng ẩn nhiệt vận chuyển dạng nước lớn lượng vận chuyển hiển nhiệt Theo Malkus, tính trung bình cho tồn Trái Đất, khí thu 80% nhiệt từ mặt biển mặt đất dạng ẩn nhiệt ngưng kết, nửa lượng ẩn nhiệt đại dương nhiệt đới o o 30 N 30 S cung cấp Sự chuyển pha nước khí vận chuyển nước khơng có ý nghĩa việc bảo tồn cân nước mà có ý nghĩa vận chuyển ẩn nhiệt ngưng kết Trên hình 1.2 sơ đồ cân nước hệ thống Trái Đất - khí Tính theo phân bố theo vĩ độ lượng mưa, lượng bốc hiệu hai đại lượng này, ta thấy o lượng mưa lớn lượng bốc đới từ khoảng vĩ độ 45-60 phía cực o o khoảng 10 vĩ hai phía xích đạo Ngược lại, từ 10-40 vĩ (miền cận nhiệt đới thịnh hành áp cao vùng sa mạc) lượng bốc lớn lượng mưa Lượng mưa cực đại xích đạo, chủ yếu mưa rào dơng từ hệ thống mây tích dải áp thấp xích đạo Hai cực đại khác nằm hai miền ơn đới Bắc Nam Bán Cầu Hình 1.2 Phân bố theo vĩ độ lượng mưa, lượng bốc hơi, hiệu lượng mưa lượng bốc tính trung bình theo năm (inch/năm) (Seller, 1965) o (khoảng 50-60 vĩ) hoạt động chuỗi xoáy thuận Hai cực tiểu lượng mưa liên o quan với trục áp cao cận nhiệt khoảng 30 vĩ Lượng bốc cực đại khơng xích đạo, nơi có lượng mưa lớn, nhiệt không lớn nhiều mây Hai cực đại lượng bốc o nằm khu vực cách xa xích đạo khoảng 10-15 vĩ Hiệu lượng mưa trừ lượng bốc dương xích đạo có độ ẩm lớn hai khu vực có xốy thuận ơn đới hoạt động mạnh cho lượng mưa lớn Đại lượng có giá trị âm khu vực gần trục dải áp cao cận nhiệt, mưa Tính trung bình năm khu vực bốc mạnh bị lượng nước bốc nơi mưa lớn thu lượng nước Đại dương, chiếm khoảng 3/4 diện tích bề mặt Trái Đất, nước bốc nhiều nhận nước mưa lượng nước bốc thành mây, phần vận chuyển vào đất liền Kết nhiều cơng trình nghiên cứu cân nước chứng minh lượng mưa dòng hồn lưu chung đem lại lớn lượng mưa hoàn lưu địa phương đem lại Hình 1.2 cho thấy miền cận nhiệt đới với nhiệt độ cao phần lớn thuộc khu vực tín phong đại dương có lượng bốc cực đại Theo Rielh Malkus khu vực tín phong cung cấp lượng ẩn nhiệt hiển nhiệt cho hoàn lưu tồn cầu Năng lượng phần tín phong mặt đất đưa phía xích đạo dạng nước Lượng nước nâng lên khu vực rãnh xích đạo nhánh phía nam hồn lưu Hadley sau ngưng kết tạo nên hệ thống mây tích, giải phóng hiển nhiệt Sau mưa dơng, khơng khí cao o trở nên khơ dòng phản tín phong đưa phía 30 vĩ bán cầu giáng xuống o Theo Rielh Malkus phần dải gần xích đạo rộng khoảng 10 vĩ có khối mây tích lớn gọi "tháp nóng" để trì cân nhiệt bảo đảm vận chuyển lượng nhiệt lớn phía cực Cân lượng nhiệt theo vĩ độ trì nhờ vận chuyển nhiệt dòng khí hồn lưu khí dòng nước hồn lưu đại dương Seller tính dòng hiển nhiệt trung bình năm vĩ độ dòng biển dòng khí vận chuyển Các dòng hiển nhiệt có hướng vận chuyển từ miền nhiệt đới vĩ độ cao phần lớn hồn lưu khí khoảng 20-25% lượng nhiệt đại dương vận chuyển Hình 1.3 Dòng hiển nhiệt trung bình năm dòng biển dòng khí vĩ độ (Seller, 1965) Hình 1.4 Phân bố theo vĩ độ thành phần vận chuyển nhiệt tính trung bình năm (Seller, 1965) Phân bố theo vĩ độ trung bình năm thành phần vận chuyển lượng o nhiệt phía cực (hình 1.4) cho thấy phía bắc N vận chuyển lượng hiển nhiệt o dòng khí dòng biển hướng phía Bắc Cực phía nam S, vận chuyển phía Nam Cực Cần lưu ý hình vẽ vận chuyển nhiệt phía Bắc Bán Cầu đường phía vận chuyển nhiệt phía Nam Bán Cầu phía khơng phải giá trị âm Vận chuyển hiển nhiệt dòng biển có cực đại vùng cận nhiệt Trong dòng hiển nhiệt dòng khí có hai cực đại bán cầu với o vận chuyển nước (kèm theo lượng ẩn nhiệt) từ 20-25 vĩ bán cầu phía cực từ vĩ tuyến nước lại vận chuyển phía vị trí trung bình rãnh o xích đạo (gần N) cung cấp cho nhánh hồn lưu Hadley phía nam tạo dải mây tích phát triển mạnh Tổng hợp lại ta thấy dòng nhiệt hai bán cầu có hướng từ xích đạo phía o o hai cực có giá trị cực đại dải gần 40 N 40 S 1.3 NHỮNG NHÂN TỐ VẬT LÝ CƠ BẢN Phân bố lục địa biển Do hiệu ứng khác q trình đốt nóng vào mùa hè làm lạnh vào mùa đông mà xuất chế độ gió mùa Điển hình vùng Đông Nam Á nơi khối lục địa lớn bị đốt nóng mạnh làm cho khối khí từ vùng biển nhiệt đới Nam Bán Cầu o qua xích đạo tới tận vĩ độ 25-30 N Mùa đơng khơng khí lạnh vượt qua xích đạo sang châu Úc Sự tiến thối gió thịnh hành theo mùa phù hợp với dịch chuyển theo mùa vị trí trung bình rãnh áp thấp gió mùa với gió tây phần hướng phía xích đạo gió đơng phần hướng phía cực Vị trí rãnh gió mùa lại liên quan chặt chẽ với dải cực đại lượng mây lượng mưa với biến động vị trí theo mùa khu vực có tần suất xuất áp thấp nhiệt đới bão lớn Trên biển, dịch chuyển theo mùa rãnh xích đạo (nơi gặp gỡ tín phong hai bán cầu) tương đối nhỏ biến động nhiệt đại dương qua hai mùa đông hè Sự đồng nhiệt lan tới phần tầng đối lưu với dao động nhiệt độ o o o trung bình năm khoảng C dải 15 N 15 S Nhiệt độ trung bình năm o o tầng đối lưu lớn S vào mùa hè Nam Bán Cầu 20-25 N vào mùa hè Bắc Bán Cầu Sự giải phóng ẩn nhiệt ngưng kết có xu tập trung lục địa nhiệt đới Rangmage cho tần suất dơng lớn, nên khu vực gần xích đạo Nam Mỹ, châu Phi, Indonesia cung cấp lượng nhiệt vận chuyển vĩ độ cao nhiều lượng nhiệt đại dương miền vĩ độ thấp cung cấp Nguồn nhiệt tạo nên gradien nhiệt độ lớn theo kinh hướng tạo nên dòng xiết cận nhiệt mạnh khu vực Cao nguyên Tibet nguồn giải phóng lượng ẩn nhiệt đáng kể vào khí tần suất dông lớn vào mùa hè Theo Flohn tần suất dơng có vai trò quan trọng việc trì phát triển cao áp tầng cao châu Á (cao áp Tibet) dòng xiết Nam Á – hệ tồn cao áp Liên quan với dòng xiết gió đơng khu vực khô hạn Bắc Phi, Arập, nơi dòng giáng khu vực mưa lớn Indonesia Đơng Nam Á Sự khác biệt đốt nóng lục địa biển, khu vực địa hình bị chia cắt đồng tạo nên hoàn lưu địa phương gió đất biển, gió núi thung lũng Các dạng hồn lưu địa phương làm tăng cường hay giảm yếu hoàn lưu chung tùy thuộc vào phối hợp hướng hai loại hoàn lưu này: tăng cường trùng hướng giảm yếu ngược hướng Địa hình địa phương khoảng cách so với nguồn ẩm đóng vai trò chủ yếu phân bố lượng mưa miền nhiệt đới: sườn đón gió mưa lớn, sườn khuất gió mưa Nhiệt độ mặt biển Nhiệt độ mặt biển có ý nghĩa lớn hồn lưu khí thời tiết miền nhiệt đới Nhiệt độ mặt biển nhân tố quy định nhiệt độ khơng khí sát mặt biển Khi nghiên cứu điều kiện hình thành bão, Palmen thấy có vùng biển ấm với nhiệt o độ mặt biển lớn hay 26 C có khả giải phóng ẩn nhiệt cách nâng lớp khí sát đất q trình đối lưu tạo lõi nóng xốy thuận đơi biến thành bão Cường độ bão phụ thuộc vào phân bố nhiệt độ nước mặt biển, có ý kiến cho biến đổi trường nhiệt biển làm biến đổi quỹ đạo bão làm bão chuyển hướng Càng xa nguồn ẩm nguồn nhiệt vĩ độ cao lục địa, bão yếu Bjerknes phát mối tương quan thuận cường độ đới gió tây ơn đới mùa đơng đơng bắc Thái Bình Dương nhiệt độ mặt biển đới xích đạo Thái Bình Dương coi dấu hiệu dự báo hạn dài Trong năm Lanina (Elnino lạnh) ven bờ Pêru Equador nước trồi làm lạnh mặt biển tạo dòng giáng thịnh hành khu vực này, hậu năm khơ hạn, mùa cá Ngược lại, năm Elnino dòng biển nóng thay tạo nên dòng thăng thịnh hành gây mưa lớn đến mức lụt lội Dải hội tụ nhiệt đới (ICZ) dải thời tiết xấu có lượng mây lượng mưa cực đại có mối liên quan với dải có nhiệt độ mặt nước biển cực đại gần xích đạo Tương tác với hồn lưu ơn đới Hồn lưu ơn đới thường tương tác với hoàn lưu hệ thống thời tiết nhiệt đới Trên ảnh mây vệ tinh thường xuyên có dải mây nằm sâu miền nhiệt đới kéo dài tới miền ôn đới Mùa đông front lạnh khu vực Đông Á Bắc Mỹ xâm nhập sâu vào miền nhiệt đới đem theo không khí cực đới biến tính gây sóng lạnh, dẫn đến giảm nhiệt độ lớn Trong nhiều trường hợp front lạnh tương tác với bão, dải hội tụ nhiệt đới gây hậu thời tiết lớn Trong mùa đơng xốy thuận hành tinh mở rộng phạm vi hoạt động phía xích đạo, hệ thống sống rãnh ơn đới cao làm biến dạng hệ thống cao áp cận nhiệt, làm biến đổi dòng dẫn đường bão làm bão chuyển hướng Xoáy thuận cận nhiệt phát triển từ áp thấp cao cắt khỏi đới gió tây Những xoáy thuận thường lan xuống thấp mở rộng khu vực mưa miền cận nhiệt Mùa hè rãnh cao mở rộng từ miền ôn đới, tiến vào miền nhiệt đới tương tác với hoàn lưu nhiệt đới Ngược lại, bão di chuyển theo quỹ đạo parabol tiến xa phía cực tới miền ơn đới, khơng khí lạnh xâm nhập vào khu vực bão, hệ thống front hình thành Bão trở thành xốy thuận ngoại nhiệt đới Đó trường hợp thường xảy với bão từ miền tây Thái Bình Dương vòng lên qua eo biển Đài Loan tới Camchatka gió tây mạnh, tăng cường theo chiều cao Trong lớp biên, theo chiều cao gió quay phải đến ma sát khơng đỉnh lớp biên vectơ gió tiếp tuyến với đường đẳng áp Sự lạnh phần lớp biên vào buổi chiều làm tăng tốc độ gió tăng độ đứt thẳng đứng gió Các q trình phi địa chuyển phần ma sát gây ảnh hưởng lớn đến độ đứt thẳng đứng gió Chẳng hạn, phân kỳ mực cao phía phải dòng xiết cao liên quan với giảm khí áp mặt đất dẫn tới hình thành hồn lưu phi địa chuyển phía dòng xiết tạo nên độ đứt thẳng đứng gió địa chuyển 5.9.3 Hiệu ứng độ đứt thẳng đứng gió phát triển đối lưu Các yếu tố đối lưu quy mô lớn với dòng thăng mạnh có liên quan với độ đứt thẳng đứng gió lớn Vai trò quan trọng độ đứt thẳng đứng gió chỗ giúp trì dòng vào dơng khơng khí ẩm để "thúc đẩy" dòng thăng thúc đẩy dòng giáng (Doswell, 1982) Độ đứt thẳng đứng gió khơng trì dòng khơng khí dơng mạnh thời gian dài mà hỗ trợ, tách dòng riêng chí tương tác cản trở phát triển dông Độ đứt thẳng đứng gió động lực di chuyển dơng, trì front gió giật, làm tăng hội tụ front gió giật, khởi đầu dòng thăng Khả trì front gió giật nhân tố quan trọng trì ổn định dơng đường tố dông siêu ổ Độ đứt thẳng đứng gió lớn nói chung làm giảm mưa dơng làm tăng hút khơng khí vào dòng thăng 5.9.4 Mối liên quan độ đứt thẳng đứng gió với phát triển dơng Profile gió thẳng đứng có liên quan với xốy mực dòng thăng dẫn tới khả xuất dòng thăng trì tập trung xốy lốc Dòng vào mực thấp sau nhập với dòng thăng Quan hệ độ đứt thẳng đứng gió loại dơng biểu diễn hình 5.22 Đó tốn đồ gió điển hình trường hợp hình thành dơng tồn thời gian ngắn, dông mạnh đa ổ dông mạnh siêu ổ tồn thời gian dài, dông mạnh độ đứt gió phải lớn c/ Hình 5.22 Tốn đồ gió tổng hợp môi trường trước dông (a) Dông thường tồn thời gian ngắn; (b) Dông mạnh đa ổ; (c) Dông mạnh siêu ổ (Chisolm Renick, 1972) Loại profile gió mơi trường dơng mạnh đa ổ có độ đứt thẳng đứng gió khoảng kts/km Mơi trường dơng đa ổ có tốn đồ gió thẳng có nhiều biến dạng Trong lớp chân mây môi trường dông siêu ổ có độ đứt thẳng đứng gió lớn hơn, trung bình 14kts/km Weisman (1982) cho thấy tốn đồ gió trường hợp o quay lớn 90 theo chiều xốy nghịch với tốc độ gió lớn 20kts, có độ xốy tương đối lớn lớp km Dùng profile gió kỳ quan trắc cuối trạm cao khơng gần dự đốn biến đổi proflie gió tương lai Ta dùng tốn đồ gió phối hợp với kết tính gió cao, mặt đất, biến đổi gió mặt đất, gió sườn núi, gió lớp biên Cần lưu ý đến biến đổi khí áp, quay gió theo chiều cao tăng cường gió dòng xiết mực thấp 5.10 CÁC CHỈ SỐ DỰ BÁO DƠNG 5.10.1 Nhận xét chung Ngồi frofil nhiệt ẩm người ta dùng số số tổng hợp phân tích dự báo dông Một số số dự báo dông xác định cách dùng tổ hợp đại trưng T (nhiệt độ), Td (điểm sương), θ (nhiệt độ vị), θe (nhiệt độ vị tương đương), r (độ ẩm tương đối) v.v mực Hầu tất số thước đo khả có dòng thăng hay dòng giáng hay cản trở dòng thăng phần lớn chúng chứa thông tin loại thời tiết đối lưu tới Các thử nghiệm xây dựng số cụ thể cần thiết trạm riêng lẻ nào, giá trị số thường biến đổi theo mùa theo điều kiện địa lý Dưới số số thường dùng thực nghiệm phân tích dự báo dông sử dụng rộng rãi 5.10.2 Thế có khả đối lưu (CAPE) Có thể nói CAPE (Convective Available Potential Energy) thước đo xác cường độ dòng thăng đối lưu Nó biểu diễn lượng tiềm theo lý thuyết phần tử đơn phần tử khí lớp biên nâng lên từ mực đối lưu nâng tự (LFC) đến mực cân (EL) (Hình 5.2) (Moncrieff Green, 1972) Biểu thức toán học CAPE là: EL CAPE = g Tv '(z) − Tv(z) dz Tv(z) LFC ∫ Tv’ (z) profile nhiệt độ ảo phần tử khí bề mặt, nâng lên đoạn nhiệt bão hoà từ mực đối lưu nâng tự (LFC) hạt khí Tv (z) profile nhiệt độ ảo môi trường theo phương thẳng đứng CAPE kết tổng hợp lực từ mực LFC đến mực EL biểu diễn toán đồ T nghiêng – logP phần diện tích dương đường trạng thái (đường phần tử thăng lên) profile nhiệt ẩm (đường nhiệt độ mơi trường) Trên tốn đồ nghiêng (chẳng hạn tốn đồ F160 Australian) diện tích 1cm có giá trị 58J Thơng thường người ta sử dụng nhiệt độ thường cơng thức tính CAPE nhiệt độ ảo phương trình Điều dẫn đến kết CAPE thấp so với thực tế môi trường có CAPE nhỏ mơi trường mà mực thấp có độ ẩm lớn mực khô (một môi trường phổ biến dơng mạnh) Để chuẩn hố việc tính tốn CAPE, Doswell Ramussen (1994) đưa phương pháp đây: 1, Chọn phần tử khí bất ổn định mực thấp 300 mb profile nhiệt ẩm (dự báo) 2, Dựng đường nâng lên phần tử khí sử dụng đường đoạn nhiệt khơ đoạn nhiệt ẩm 3, Chuyển profile nhiệt độ phần tử profile nhiệt độ môi trường sang profile nhiệt độ ảo 4, Tính CAPE theo phương trình tính CAPE nói Độ lớn CAPE đạt đến 5000 J/kg cao nói chung dao động khoảng từ 1000-2000 J/kg môi trường có độ bất ổn định vừa từ 20004000 J/kg mơi trường đối lưu mùa ẩm có độ bất ổn định lớn Người ta nhận thấy CAPE số phân biệt dông mạnh dông không mạnh tốt, đặc biệt với mưa đá (Ryan, 1992a) Đối với dông mùa ẩm: mưa đá lớn (≥ cm) liên quan đến CAPE lớn 1500 J/kg, mưa đá lớn liên quan đến CAPE lớn 2500 J/kg Dự báo viên cần lưu ý ứng dụng tiêu nói trên, tăng cường dòng thăng siêu ổ làm tan mưa đá Trong mùa lạnh, giá trị CAPE thường thấp giá trị điển hình, dao động khoảng từ 200-1000 J/kg mực cân (EL) nằm thấp Nếu ảnh hưởng nhiễu động khí áp, lượng nước mang tới, đóng băng, lực ma sát, xáo trộn bồi hoàn dòng giáng bỏ qua, CAPE có mối quan hệ trực tiếp với vận tốc thẳng đứng cực đại phần tử khí có lực nâng hạt khí từ mực đối lưu tự LFC tới mực cân EL: Wmax = (2xCAPE)2 Chẳng hạn CAPE có giá trị 2500 J/kg tính độ lớn dòng thăng 70m/s Tuy nhiên, ảnh hưởng bị bỏ qua lý thuyết phân tử nhắc đến có xu hướng làm giảm ước lượng đến 50% Cường độ dơng phụ thuộc lớn vào đại lượng CAPE Ví dụ nhiều thám sát nhiệt đới có CAPE lớn lại phân bố diện tích dương dày hẹp so với profile nhiệt ẩm lục địa vĩ độ trung bình với CAPE Do đó, ảnh hưởng lượng nước mang vào, đặc biệt phần thấp mây đối lưu, thường tương đối lớn so với trường hợp nhiệt đới lực yếu Tương tự, lốc khơng có siêu ổ có khả hình thành lớn phần mây đối lưu, nơi gradien nhiệt độ thẳng đứng mực đối lưu tự (LFC) đạt cực đại Thậm chí lốc siêu ổ người ta hình dung gia tốc lớn phía mực đối lưu tự (LFC) trì thời gian dài tập trung dòng xốy vào dòng thăng mực đối lưu tự (LFC) cách có hiệu Cuối cần lưu ý CAPE dễ bị ảnh hưởng tỷ lệ hỗn hợp gán cho phần tử đối lưu Chỉ cần tỷ số hỗn hợp tăng lên 1g/kg làm CAPE tăng lên tới 20% (Bluestein, 1993a) khơng khí mực thấp ẩm 5.10.3 Chỉ số tổng tổng số (Total-total index) Chỉ số tổng tổng số (Miller, 1972) tính tốn cách dễ dàng từ số liệu thám sát mực chuẩn TOTA = T850 + Td850 -2 T500 đây: T850 T500 - nhiệt độ mực 850 500mb Td850 điểm sương mực 850mb Như tên nó, số TOTA tổng số tính theo chiều ngang (CT) số tính theo chiều thẳng đứng (VT) CT = Td850 - T500 VT = T850 -T500 số CT sử dụng Khả hình thành dông tương ứng với giá trị TOTA tổng kết sau: TOTA 44-45 46-49 50-55 ≥56 Đối lưu xảy Dơng đơn lẻ hay số dơng thường Nhóm dơng thường Nhóm dơng thường dông mạnh đơn lẻ nhiều dông thường với dơng mạnh nhóm Tóm lại: TOTA>44 có khả xảy dơng TOTA≥ 56 có khả xảy dông mạnh Cần thận trọng sử dụng TOTA tính từ thám sát riêng lẻ mơi trường mực 850 mb khơng tiêu biểu cho dòng vào dơng nhiệt độ mực 500 mb khơng phải đại biểu chung lực phần tử khí (ví dụ dơng khơng khí lạnh hình thành mơi trường đỉnh tầng đối lưu nằm thấp mực 500 mb) Chỉ số tổng thẳng đứng (VT) giảm nhiệt độ từ mực 850 mb đến 500 mb Do đó, thước đo bất ổn định có điều kiện lớp biên có lợi, điểm sương mực 850 mb khơng có tính đại biểu mơ hình dự báo điểm sương mực 850 mb bị cho đáng nghi ngờ Nghiên cứu tầng kết trước dông cho 1500 trường hợp Sydney (Alford, 1992) tầng kết trước dông cho 900 trường hợp Melbourne (Gigliotti cộng sự, 1992) cho thấy dông bắt đầu vào buổi chiều muộn xảy Sydney tháng 11 đến tháng cho 1500 trường hợp với VT > 25 TOTA > 44 Các dơng sau buổi sáng buổi chiều xuất Melbourne 900 trường hợp VT >22 TOTA>40 Gigliotti số TOTA cần sử dụng cách có giới hạn lớp mây bên khô số không dùng dự báo cường độ dông 5.10.4 Chỉ số nâng bề mặt (Surface lifted index - SLI) Tất số ổn định nói có nhược điểm chung việc chúng có giá trị 00 UTC 1200 UTC vài trạm có phản hồi rađa đủ diện rộng (trung bình >480 km) Điều gây khó khăn cho dự đoán chi tiết để xác định vùng có diện tích nhỏ có khả xuất dơng Chỉ số nâng bề mặt (SLI) tính ổn định tìm cách sử dụng mạng lưới trạm quan trắc dày đặc mặt đất để ước lượng biến đổi theo phương ngang lực phần tử Đối với trạm số nâng bề mặt (SLI) tính sau: SLI=Tmơi trường(500)-LPT(500) Tmơi trường (500) ước lượng nhiệt độ bề mặt mực 500 mb, LPT(500) (LPT: Lifted Parcel Temperature) nhiệt độ nâng hạt khí tới mực 500mb, nhiệt độ mà phần tử khí phải đạt nâng từ mực ban đầu với nhiệt độ T điểm sương Td, áp suất p theo đường đoạn nhiệt khô đến bão hồ sau theo đường đoạn nhiệt ẩm đến mực 500 mb Nhiệt độ môi trường mực 500 mb (Tmôi trường(500)) thường xác định theo nhiệt độ kỳ quan trắc gần nhất, nhiệt độ lấy thời gian khác biệt tối đa 12h trước Tuy nhiên, người ta thường hay dùng nhiệt độ dự báo theo mơ hình số trị mực 500 mb Sai số SLI nhiệt độ môi trường mực 500 mb nói chung nhỏ so với khoảng biến đổi LPT Ưu điểm giá trị SLI có mật độ lớn theo thời gian theo khơng gian, ta có số liệu tham số ổn định hàng 3h trạm quan trắc mặt đất Do trường SLI đặc biệt hữu ích cho dự báo dông phần quan trọng đồ thị tổng hợp dự báo dông Đôi diện tích khu vực có độ bất ổn định cực đại ta phác hoạ cách rõ ràng vùng hẹp với giá trị SLI nhỏ có bề ngang 35 Sự phát triển dông siêu ổ giới hạn 15