Tổng quan về dông

Dông là hiện tượng liên quan với mây tích đối lưu cho mưa rào, gió giật rất mạnh có hay không có sấm, chớp.

Dông là hiện tợng thời tiết quy mô vừa, có tiềm năng và sức tàn phá mạnh Dông

có thể phát triển đến mức rất mạnh Khi đó, dông có thể kèm theo một trong các hiện ợng sau:

t- Ma lớn và lũ quét, ma đá và còn có thể kèm theo sấm sét.

Vòi rồng: đợc xác định là một cột xoáy lên cao của không khí, đờng kính có thể từ 5

đến 100 m Cột xoáy này thờng gắn với đám mây vũ tích có sức tàn phá lớn ở mặt đất.

 Gió giật, dòng giáng (downburst, microburst)

Dông mạnh chỉ chiếm khoảng 10% tổng số dông xảy ra nhng mức độ thiệt hại của nó lại chiếm đến 90%.

1.2 Phân loại dông.

Thông thờng ngời ta chia thành hai loại ổ dông:

 Dông thờng:

– Là loại ổ thờng chiếm u thế nhất.

– Hình thành trong môi trờng có tốc độ dòng thăng yếu.

– Thờng xảy ra với nhiều ổ dông tơng tự nhau.

– Tồn tại trong vòng 1 khoảng giờ.

– Có thể gây ra thời tiết nguy hiểm trong thời gian ngắn.

 Dông đa ổ:

– Là nhóm mây có sắp xếp gồm 2  6 ổ dông thờng.

– Tồn tại trong thời gian dài.

– Môi trờng sắp xếp đảm bảo cho dòng đi vào của dông ở mực dới khá mạnh và tạo front hội tụ gió giật thờng ở phía trái dòng theo hớng di chuyển dẫn tới sự phát triển của ổ dông mới.

– Thờng gây ra thời tiết nguy hiểm.

 Dông siêu ổ:

– Hình thành trong môi trờng có tốc độ dòng thăng lớn.

– Xuất hiện dòng thăng quay theo chiều xoáy thuận (xoáy quy mô vừa).

– Thờng tách ra các ổ đơn.

– Tồn tại trong vòng 1  2 giờ.

– Hầu nh thờng xuyên gây ra thời tiết nguy hiểm.

1.3 Các giai đoạn phát triển của ổ dông.

Dông đơn ổ gồm một hay nhiều ổ dông trong các giai đoạn phát triển khác nhau Loại dông này gây ma không lớn và ít gây tàn phá Theo Auer (1991) dông đơn ổ có môi trờng với thế năng có khả năng đối lu (CAPE) và độ đứt gió thẳng đứng trong lớp

từ mặt đất đến độ cao 6 km nhỏ hơn hay bằng 15 kts.

Sự phát triển của ổ dông có thể chia làm 3 giai đoạn theo tốc độ và h ớng của chuyển động thẳng đứng (hình 1.1)

Hình1.1. Các giai đoạn phát triển của ổ dông đơn ổ

1 Giai đoạn tháp mây Cu (hay Cu congestus) - đặc trng bởi dòng thăng với tốc

độ 5  10m/s trong toàn bộ mây Dòng khí bốc lên cao hội tụ vào ổ dông đang phát triển từ mấy km xung quanh Tốc độ dòng thăng 10m/s tại mực 5 km Dòng hội tụ trung bình có giá trị 2.10 -3 s -1 Trong khi đó hội tụ quy mô mỏng chỉ 10 -6 s -1 nh vậy cần

có cơ chế thúc đẩy sự hội tụ này Cũng nh cơ chế địa phơng (hay cơ chế quy mô vừa) cơ chế thúc đẩy này có thể chính là chuyển động đối lu Trong giai đoạn này có sự tập

trung ma hay băng (hoặc cả hai) trong dòng thăng phía trên mực băng kết Nhiễu rada

đầu tiên xuất hiện gần mực băng kết ít khi thấy chớp trong giai đoạn này.

2 Giai đoạn trởng thành - đặc trng bởi sự phát triển của cả hai dòng thăng và

dòng giáng ít nhất là trong phần dới của ổ dông Giai đoạn này bắt đầu khi ma bắt đầu rơi từ chân mây Dòng thăng có thể phát triển tiếp và đạt cờng độ cực đại ở phần trên mây với tốc độ vợt quá 25m/s Vợt quá mực cân bằng dòng thăng phân kỳ và toả ra trong phần mây hình đe Tuỳ thuộc vào cờng độ dòng thăng đỉnh mây do chuyển động quán tính có thể xuất hiện vợt quá đỉnh mây hình đe.

Ma đợc xác định bởi cỡ của hạt nớc hay hạt băng, chúng có thể lớn lên và nhiều

đến mức dòng thăng không giữ đợc chúng lơ lửng trong mây Tuy nhiên, ma không thể hình thành trong dòng thăng và rơi xuống đất mà là trong dòng giáng Dòng giáng cùng với ma xảy ra theo hai hớng: ma sát do các hạt ma và lạnh đi của không khí cha bão hoà do bốc hơi các hạt mây và hạt ma Dòng thăng và dòng giáng đạt cờng độ cực đại chớp thờng có tần suất lớn nhất trong suốt ổ dông, ma mạnh nhất, cờng độ nhiễu rada cực đại và đỉnh mây ở cao nhất.

3 Giai đoạn tan rã - giai đoạn trởng thành của dông thờng không kéo dài vì

môi trờng của loại dông này không có khả năng duy trì dòng thăng của dông hay phát triển nhanh một dòng thăng mới Dòng giáng đi ra ở mực dới mở rộng và cắt chân dòng thăng, cắt nguồn không khí nóng ẩm Điều đó là do dông không di chuyển kịp front gió giật của nó và giữ không khí lớp biên nóng ẩm mà không có nguồn cung cấp ẩm và lực nổi, dòng thăng không thể duy trì và nhanh chóng giảm yếu Ma trong dông giảm, mặc

dù ma vẫn còn duy trì dòng giáng yếu dần Sau đó, giai đoạn tan rã của dông đợc thống trị bởi dòng giáng Các hạt ma còn sót lại có thể bổ sung thêm những phần tử mây trong dòng giáng Sau khi ma tạnh phần mây hình đe còn giữ lại dấu vết của ổ mây dông sau

đó cũng mất đi do quá trình thăng hoa.

1.4 Những điều kiện hình thành và phát triển của mây dông.

Một vài điều kiện cho sự phát triển của mây dông:

– Hội tụ của không khí mực thấp.

– Các đới gió thổi vào địa hình.

– Sự phân kỳ khối lợng trên cao.

– Độ đứt gió theo chiều thẳng đứng cũng là một nhân tố động lực quan trọng giúp cho

sự phát triển mạnh mẽ của khối mây dông Khi độ đứt theo chiều thẳng đứng không lớn

thì mây dông thờng không phát triển mạnh hoặc không thể thành các dông đa ổ có sắp xếp hoặc dông mạnh siêu ổ.

Những điều kiện phù hợp tạo thành độ bất ổn định lớn trong khí quyển thuận lợi cho sự hình thành và phát triển của mây dông thờng là tổ hợp phức tạp của nhiều nhân

tố cùng tác động Nếu tách biệt riêng ra từng nhân tố thì có thể xếp chúng thành hai loại: những nhân tố nhiệt lực và những nhân tố động lực Tuy nhiên, chúng ta phải nhấn mạnh rằng, các nhân tố đó không khi nào tác động một cách độc lập và không phải lúc nào ta cũng có thể dễ dàng xếp chúng vào loại nhân tố nhiệt lực hay nhân tố động lực.

1.4.1 Những điều kiện nhiệt lực.

Trong khí quyển, nhiệt và ẩm là hai đại lợng vật lý có quan hệ mật thiết với nhau: nhiệt càng cao thì khả năng tàng trữ hơi nớc trong không khí càng lớn, ngợc lại không khí càng giàu hơi ẩm thì lợng nhiệt tiềm ẩn trong nó (tiềm nhiệt) càng nhiều Tiềm nhiệt này sẽ đợc giải phóng khi hơi nớc chuyển pha sang thể lỏng hay từ thể lỏng sang thể rắn và ngợc lại Vì vậy, khi xem xét các điều kiện nhiệt lực của khí quyển thì cả nhiệt và ẩm đều phải đợc xem xét đồng thời trong mối quan hệ hữu cơ với nhau vì tiềm nhiệt của nớc lớn hơn nhiều so với hiển nhiệt nên không khí ẩm tàng trữ một nguồn năng lợng nhiều hơn hẳn không khí khô Nói khác đi, ẩm bao giờ cũng có vai trò

đặc biệt quan trọng trong các vấn đề nhiệt lực khí quyển.

Những điều kiện nhiệt lực thuận lợi cho sự hình thành và phát triển của mây dông:

– Lớp ẩm dày trong không khí sát mặt đất: trong lớp khí quyển sát mặt đất có một ợng hơi nớc cần thiết, đủ để cho độ cao mực ngng kết (LCL) và mực đối lu tự do (LFC) tơng đối thấp Có nh vậy thì thế năng ngăn cản đối lu (CIN) mới không lớn Trong điều kiện nớc ta, độ cao thích hợp của LCL khoảng 300  600 m, của LFC khoảng 1000 

để phát triển không ngừng và duy trì bền vững Nói cách khác, tiềm nhiệt của lớp ẩm tầng thấp này chính là nguồn năng lợng chủ yếu để khối mây dông có thể hình thành Cần nhớ rằng, lớp ẩm chủ yếu phải nằm trong khí quyển tầng thấp Nếu các lớp khí quyển cao hơn mà ẩm hơn khí quyển tầng thấp thì đối lu ban đầu dù có thể đợc hình

thành vì một nguyên nhân nào đó rồi cũng sẽ không thể duy trì và phát triển đợc Bởi vì

nh chúng ta đã biết, không khí ẩm thăng lên đoạn nhiệt, nhiệt độ của nó sẽ giảm ít hơn

so với không khí khô  d <  w

– Lớp ổn định ngăn chặn nằm trên lớp ẩm mực thấp có tác dụng tạo sự ổn định ban

đầu, ngăn cản sự phát tán của hơi nớc lên các lớp trên cao Đó là lớp khí quyển có tầng kết ổn định ẩm Nếu lớp ngăn chặn yếu dễ bị phá vỡ thì hơi ẩm cha tích luỹ đợc đủ đã

bị phá tan dần lên các tầng cao.

– Tầng kết của khí quyển phải đảm bảo độ bất ổn định ẩm  d <  <  w tồn tại một lớp dày, từ bên trên mực LFC, để cho giá trị của thế năng gây đối lu CAPE luôn dơng và đủ lớn, thúc đẩy dòng thăng phát triển tới độ cao lớn

1.4.2 Những điều kiện động lực.

Những nguyên nhân động lực đợc tạo ra do kết quả chuyển động của không khí Các nguyên nhân động lực tác động đến quá trình hình thành và phát triển của mây dông thông qua ảnh hởng của nó tới chuyển động thăng giáng trong đám mây dông và tới việc làm thay đổi điều kiện nhiệt ẩm liên quan đến hoạt động của dông.

1.5 Sử dụng chỉ số bất ổn định của khí quyển để dự báo dông.

Khả năng đối lu của môi trờng có thể đợc biểu diễn bằng số đơn trị đợc gọi là chỉ số bất ổn định Chỉ tiêu bất ổn định của khí quyển có thể đợc dùng để dự báo dông Một số chỉ số dự báo dông đợc xác định bằng cách dùng tổ hợp các đại trng T, Td, ,  e

,  w , r , v.v tại các mực áp suất khác nhau Xây dựng các chỉ số và tổ hợp các chỉ số

để dự báo dông mang lại kết quả dự báo cao, các chỉ số có thể tính toán từ kết quả của các mô hình dự báo thời tiết nh ETA … Sau đây chúng ta bàn về 3 chỉ số để dự báo Sau đây chúng ta bàn về 3 chỉ số để dự báo dông đó là: chỉ số TT , chỉ số KI , chỉ số Boyd.

T 700 là nhiệt độ tại mục 700

Chỉ số Boyd mô tả profile nhiệt độ thẳng đứng giữa mực 1000 và mực 700mb

T d850 là nhiệt độ điểm xơng tại mực 850 mb

T d700 là nhiệt độ điểm xơng tại mực 700 mb

T d850 là nhiệt độ điểm xơng tại mực 850 mb

CHƯƠNG II mô hình eta và tính toán các chỉ số dông

Trên thế giới có nhiều nớc sử dụng nh Nam T, Hy Lạp, Rumani, Nam Phi, ấn

Độ, Italy, các nớc Nam Mỹ Phiên bản mới nhất của mô hình ETA không thủytĩnh đợc ho n thiện v sử dụng tại à viện Khí t à viện Khí t Đại học Tổng hợp Hy Lạp đứng đầu l giáo sà viện Khí tG.Kaloss Hiện nay nhóm nghiên cứu dự báo khí tợng Trờng đại học KHTN –

ĐHQGHN với sự giúp đỡ của GS G.Kaloss đã áp dụng th nh công mô hình n yà viện Khí t à viện Khí t

v o thử nghiệm dự báo thời tiết ở Việt Nam Trong phạm vi báo cáo niên luận,à viện Khí tchúng tôi không trình bày chi tiết về mô hình ETA Chúng tôi chỉ nghiên cứu kếtquả của mô hình ETA sử dụng để dự báo dông có tốt hay không

2.1 Hệ phơng trình thuỷ nhiệt động lực học của mô hình ETA không thuỷ tĩnh

 l áp suất thủy tĩnh, à viện Khí t

 l hiệu số giữa áp suất thủy tĩnh bề mặt v đỉnh mô hình, tức l :à viện Khí t à viện Khí t à viện Khí t

với:

s v à viện Khí t t l áp suất thủy tĩnh tại bề mặt v đỉnh của mô hình.à viện Khí t à viện Khí tVới hệ tọa độ n y thì hệ phà viện Khí t ơng trình nhiệt động lực bất thủy tĩnh có dạngsau (Janjic và nnk, 2001):

1 0





1 σ

s dσ

p

RT μ Φ

0 p

c

Q t

1 t

p c

d 1

p c

T T

= t T

g

1 dt

d g

w g

1 dt

dw g

dq

Với:

S l nguồn ẩm,à viện Khí t

v l vector gió ngang, à viện Khí t

p l áp suất không thủy tĩnh, à viện Khí t

R l hằng số khí của không khí khô, à viện Khí t

T l nhiệt độ, à viện Khí t

 l địa thế vị, à viện Khí t

s l địa thế vị tại bề mặt đất à viện Khí t

Hệ phơng trình (2.1.3)  (2.1.11) l hệ phà viện Khí t ơng trình thuỷ nhiệt động lựchọc cho khí quyển không thuỷ tĩnh Trờng hợp  = 0, mô hình trở về trờng hợpthuỷ tĩnh Trong khí quyển rối, thì các phơng trình chuyển động, nhập nhiệt, ẩm

có thêm các th nh phần mô tả xáo trộn rối thẳng đứng à viện Khí t

Ta chuyển đổi hệ phơng trình trên trong hệ tọa độ h

 h

P P

S T

S P 0 P

P Z P







h Trong đó:

PT l áp suất tại đỉnh của mô hình, à viện Khí t

Để chuyển đổi hệ phơng trình trong hệ tọa độ (x, y, , t) sang hệ tọa độ (x,

y, h, t) ta sử dụng các công thức chuyển đổi sau: (Trần Tân Tiến - 1997)

x

f x

y

f y

h



 h

S

t

f t



 h

f v x

f u t

f dt

f y

f x

Khi đó hệ phơng trình có dạng:

' 0

d ) ( t

Fk

.fp)

0 p

c

Q t

1 t

p c

d 1

p c

T T

= t T



 h

1 dt

d g

1 dt

dw g

Theo phơng ngang mô hình sử dụng lới toạ độ bán so le E có dạng nh trên hình 2.1 Điểm h thực hiện việc tích phân cho các biến áp suất, nhiệt độ, độ ẩm riêng, n ớc mây, tốc độ thẳng đứng, năng lợng rối Trên các điểm v thực hiện tích phân các cho các

th nh phần gió ngang Qua nghiên cứu thực tế cho thấy, l à viện Khí t ới E mô phỏng các quá trình quy mô nhỏ tốt hơn các loại lới khác Đạo h m theo thời gian trong ETA đ à viện Khí t ợc sai phân theo sơ đồ sai phân thời gian hiển A Đối với các quá trình quy mô nhỏ thì sử dụng sơ

đồ sai phân hiển tiến – lùi Các số hạng bình lu đợc sai phân hóa bằng cách áp dụng

kỹ thuật tách (Janjic, Z I., F Mesinger and T L Black, 1995), kỹ thuật n y cho phép à viện Khí t

sử dụng bớc thời gian lớn, do đó cho hiệu suất tính toán của mô hình cao hơn so với các phơng pháp khác.

Hình 2.1: Hệ toạ độ lới ngang v phân bố các biến sử dụng trong mô hình Eta à phân bố các biến sử dụng trong mô hình Eta .

Trong mô hình sử dụng hệ toạ độ thẳng đứng địa hình h nh mô tả trên hình2.2 (Mesinger, 1987) :

Hình 2.2: Hệ thống tọa độ thẳng đứng v phân bố các biến trong Eta à phân bố các biến sử dụng trong mô hình Eta

Hệ tọa độ eta đợc sử dụng để loại bỏ hoặc giảm thiểu sai số của mô hìnhsinh ra trong tính toán lực gradient khí áp ngang, bình lu, khuếch tán ngang dọc

địa hình dốc Khi bề mặt l dốc thì sự thay đổi nhiệt độ trên bề mặt sigma chịuà viện Khí t

sự chi phối chủ yếu bởi sự thay đổi nhiệt độ thủy tĩnh do biến đổi độ cao, còngradient ngang của nhiệt độ chỉ đóng vai trò thứ cấp Bởi vì gradient nhiệt độtheo phơng thẳng đứng lớn hơn rất nhiều so với phơng ngang nên nó có ảnh hởnglớn đến tính toán lực gradient khí áp ngang v theo đó dẫn đến sai số của nhiệtà viện Khí t

độ Sai số n y có bậc tà viện Khí t ơng đối lớn ở những khu vực có địa hình phức tạp Hình2.3 cung cấp những mô tả về mặt hình ảnh của những ảnh hởng n y, Tà viện Khí t 1, T2, T3 là viện Khí tnhiệt độ tại ba vị trí trong một hộp lới của mô hình Ta thấy gradient nhiệt độthẳng đứng (thay đổi giữa T1, T2) l lớn, Tà viện Khí t 3 (có cùng độ cao với T2) sẽ lạnh hơn

T1 do thay đổi độ cao Trong mô hình sẽ giả thiết l thay đổi nhiệt độ giữa Tà viện Khí t 1 và viện Khí t

T3 l do gradient ngang của nhiệt độ, nhà viện Khí t ng thực tế nó phụ thuộc chủ yếu bởigradient thẳng đứng của nhiệt độ (biến đổi độ cao) Sai số tính toán n y dẫn đếnà viện Khí tgradient khí áp ngang mạnh hơn trong thực tế Đây chính l lý do tại sao môà viện Khí thình với tọa độ sigma thờng dự báo gradient khí áp ngang phi thực tế ở gần vùng

địa hình dốc phức tạp

Hình 2.3: Địa hình theo hệ tọa độ sigma

Trong hệ tọa độ eta, độ cao địa hình đợc chia th nh từng cấp bậc, cấp bậcà viện Khí t

n y phụ thuộc v o độ phân giải thẳng đứng của mô hình v độ cao của núi Doà viện Khí t à viện Khí t à viện Khí tvậy, địa hình ở đây không phải trơn tru v liên tục nhà viện Khí t trong hệ tọa độ sigma.Hình 2.4 mô tả địa hình trong hệ tọa độ eta Hệ tọa độ eta cho phép địa hình tồntại hơn một mặt eta trong khi trên tọa độ sigma chỉ có một Điều n y cho phépà viện Khí ttính toán gradient khí áp ngang chính xác hơn do ta không đa v o sai số do biếnà viện Khí t

đổi độ cao địa hình giữa các điểm lới

Hình 2.2 Địa hình theo hệ tọa độ eta

2.1.3 Biểu diễn địa hình trong mô hình.

Thông thờng, địa hình trong mô hình trơn tru hơn trong thực tế ngay cảtrong hệ tọa độ eta Việc l m trơn địa hình có thể l một nguyên nhân gây raà viện Khí t à viện Khí tnhững sai số lớn Việc l m trơn n y phải đà viện Khí t à viện Khí t ợc thực hiện cho từng khu vực một,bởi vì dòng không khí thổi trên địa hình phức tạp sẽ gây ra nhiễu quy mô nhỏ

trong mô hình, những nhiễu n y sẽ ảnh hà viện Khí t ởng tới dòng quy mô lớn Ví dụ, nhữngthay đổi về chuyển động theo phơng thẳng đứng do tác động của địa hình có thể

ảnh hởng lớn đến trờng chuyển động thẳng đứng quy mô lớn

Mô hình eta sử dụng địa hình phân cấp theo phơng thẳng đứng, trong đósau khi nội suy về lới mô hình thì những mực của núi tăng lên hoặc giảm đi đểtiến tới bề mặt gần nhất theo phơng thẳng đứng Hình 2.5 mô tả địa hình đợc xác

định nh thế n o trong hệ tọa độ eta Điểm (1) đà viện Khí t ợc tăng lên v điểm (2) đà viện Khí t ợc giảmxuống tơng ứng với mặt eta - 0.9 đồng thời điểm (3) đợc tăng lên để đạt đến mựceta - 0.8

Hình 2.5 : Biểu diễn địa hình trong mô hình Eta

2.2 Điều kiện biên v ban đầu hoá.à viện Khí t

2.2.1 Điều kiện biên trên v biên d à phân bố các biến sử dụng trong mô hình Eta ới.

Trong mô hình thừa nhận không có sự trao đổi khối lợng giữa vũ trụ v khíà viện Khí tquyển cũng nh không có thông lợng khí quyển xuyên qua mặt đất v do đó điềuà viện Khí tkiện biên đối với tốc độ thẳng đứng có thể viết dới dạng sau:

0



h khi h  0 v à viện Khí t h  h srf

v à viện Khí t p = pT tại h  0

2.2.2 Điều kiện biên xung quanh

Điều kiện biên xung quanh đợc cập nhật 6h một lần từ sản phẩm dự báocủa các mô hình to n cầu nhà viện Khí t AVN, RUC, MRF, GME… Sau đây chúng ta bàn về 3 chỉ số để dự báo có l m trơn ít nhiều đểà viện Khí ttránh hiện tợng “sốc” khi các hệ thống quy mô nhỏ v các sóng chuyển từ là viện Khí t ới thô