phần mở đầu, kết luận và tài liệu tham khảo, luận văn dự kiến phân thành 3 chƣơng, bố cục nhƣ sau: Chƣơng 1: Tổng quan về đối lƣu Chƣơng 2: Phƣơng pháp và số liệu nghiên cứu Chƣơng 3: Một số kết quả và đánh giá 2 Chƣơng 1: TỔNG QUAN VỀ ĐỐI LƢU 1.1 Khái quát về đối lƣu trong khí quyển Tất cả các chuyển động của chất lỏng trong trƣờng trọng lực ổn định do sự khác nhau của mật độ chất lỏng có thể đƣợc gọi là chuyển động đối lƣu. Chính vì thế mà toàn bộ động năng của khí quyển và đại dƣơng của trái đất đều do đối lƣu tạo ra. “ Đối lưu là chuyển động nhiệt trực tiếp của dòng quy mô tương đối nhỏ dưới tác dụng của trường trọng lực lên phân bố thẳng đứng bất ổn định dòng khối ”. Dòng đối lƣu đƣợc tìm thấy ở nhiều nơi và trên nhiều quy mô, đối lƣu có vai trò vận chuyển nhiệt, ẩm, động lƣợng theo phƣơng thẳng đứng.
Chuyển động đối lƣu trong khí quyển chịu trách nhiệm cho việc phân bố nhiệt từ vùng xích đạo cho tới các vĩ độ cao và từ bề mặt lên trên. Sự phát triển đối lƣu ẩm – đối lƣu sâu có vai trò quan trọng trung tâm trong chu trình năng lƣợng khí quyển, là biểu hiện cơ sở của động lực học khí quyển nói chung và động lực học của xoáy thuận nhiệt đới-bão, mƣa lớn, giông, lốc … nói riêng. Tuy vậy đến nay hiểu biết của con ngƣời về các quá trình vật lý gắn liền với đối lƣu ẩm và tƣơng tác giữa chúng với dòng quy mô lớn vẫn chƣa hoàn chỉnh, nên biểu diễn chúng trong các mô hình khí quyển còn chƣa thật chính xác so với mong muốn và cần đƣợc từng bƣớc hoàn thiện. Theo các nghiên cứu cho thấy, cấu trúc của các hệ thống đối lƣu sâu phụ thuộc vào giá trị và cấu trúc của profin độ đứt gió thẳng đứng cùng với các giá trị của năng lƣợng bất ổn định.2 Bất ổn định của khí quyển Phƣơng pháp chung để đánh giá độ ổn định của khí quyển đối với đối lƣu là đánh giá lực nổi của một phần tử khí di chuyển trên quãng đƣờng xác định.
Ta đi xét sự dịch chuyển theo phƣơng thẳng đứng ( ζ ) của một phần tử 3 khí đi từ vị trí cân bằng của nó tới một vị trí mới, và có lực nổi σ tác động lên một đơn vị khối lƣợng Phƣơng trình biểu diễn cho momen thẳng đứng: ζ σ (1.1) Đối với sự dịch chuyển theo phƣơng thẳng đứng từ vị trí cân bằng ta có: σ σ(ζ) ζ (1.3) Đặt N2 = - thì phƣơng trình (1.4) - Nếu : N2=0 thì lực nổi bằng không, phần tử dịch chuyển sẽ trở lại vị trí ban đầu - N2 >0 thì lực nổi ngƣợc chiều với hƣớng chuyển động của phần tử khí, khi đó phƣơng trình (1.4) mô tả dao động với tần số nổi N - N2 <0 thì lực nổi cùng chiều với hƣớng chuyển động của phân tử khí, khi đó nghiệm của phƣơng trình (1.4) sẽ phát triển theo thời gian theo hàm mũ cơ số e, trong trƣờng hợp này là dịch chuyển bất ổn định Ta xét lực nổi tác động lên phần tử khí tính cho một đơn vị khối lƣợng tại vị trí mới () () (1.5) trong đó là mật độ phần tử khí, là mật độ môi trƣờng Nếu áp dụng phƣơng trình trạng thái cho không khí mây : Và phƣơng trình trạng thái cho không khí chƣa bão hòa : 4 Trong đó : là nhiệt độ mật độ của phần tử là nhiệt độ ảo của môi trƣờng là hằng số chất khí riêng của không khí khô ()( ) Thì (1.5) sẽ viết đƣợc : ( ) (1.6) Vì là hằng số, tính một cách gần đúng ta có thể thay nó bằng ta có : (1.7) ta thấy nếu sự dịch chuyển của phần tử khí là ổn định, sự dịch chuyển là bất ổn định, thì trạng thái cân bằng phiếm định. Đây là tiêu chuẩn để đánh giá độ ổn định của lớp khí quyển. Bất ổn định có điều kiện hoặc ổn định trung gian là trƣờng hợp trong đó sự dịch chuyển là ổn định và làm cho phần tử ở trạng thái không bão hòa nhƣng nó sẽ trở nên bất ổn định nếu xuất hiện bão hòa. Để kiểm tra bất ổn định có điều kiện chúng ta khảo sát lực nổi của phần tử chƣa bão hòa ban đầu nhƣ hàm của độ cao khi phần tử đƣợc nâng lên qua tầng đối lƣu với giả thiết thỏa mãn một quá trình nhiệt động lực nào đó.
Nếu nhƣ có độ cao nào đó mà ở đó lực nổi dƣơng thì ta nói dịch chuyển là bất ổn định có điều kiện, nếu nhƣ một số phần tử trong khí quyển chƣa bão hòa là bất ổn đinh có điều kiện thì ta nói khí quyển là bất ổn định có điều kiện. Để nghiên cứu bất ổn định có điều kiện ngƣời ta thƣờng sử dụng giản đồ nhiệt động lực nhƣ biểu diễn trên hình 1.1 Giản đồ nhiệt động lực trục ngang là nhiệt độ, trục đứng là Log P (Nguồn : Đối lƣu khí quyển – Trần Tân Tiến, 2001) Trong hình ta thấy, phần tử khí ở đỉnh của lớp siêu đoạn nhiệt có tỷ hỗn hợp là 10g/kg, nhiệt độ thế vị là 300c. ở đây mực ngƣng kết LCL ở khoảng 790mb, đây là mực mà ở đó nhiệt độ của phần tử khí chuyển động lên giảm tới nhiệt độ điểm sƣơng. Nếu nhƣ phần tử khí tiếp tục đẩy lên theo đƣờng đoạn nhiệt giả trên mực LCL thì trạng thái của nó theo đƣờng đoạn nhiệt giả đi qua mực ngƣng kết LCL.
Mực đối lƣu tự do LFC là điểm cắt của đƣờng đoạn nhiệt giả và đƣờng phân tầng của khí quyển, trong trƣờng hợp này nó ở khoảng 740mb. Sau đó phần tử khí có thể đi lên tự do dƣới tác động của lực nổi dƣơng của mình cho đến khi nó đạt mực độ nổi trung tính LNB, ở đây nó ở khoảng 240mb. Trên mực LNB thì độ nổi của nó âm và phần tử chuyển động chậm dần. Trên thực tế sự chậm dần này tƣơng đối nhanh và mực độ nổi trung tính 6 (LNB) là độ cao cao nhất mây tích có thể đạt tới đƣợc lớp đối lƣu tự do của nó.
Và mực đối lƣu tự do (LFC) và mực nổi trung tính (LNB) giảm đi nếu nhƣ phần tử xáo trộn với không khí lạnh hơn hoặc khô hơn từ môi trƣờng.3 Tổng quan các nghiên cứu liên quan đến trạng thái khí quyển ở ngoài nƣớc và trong nƣớc 1.1 Tổng quan ngoài nước Một trong những điều kiện cơ bản cho sự khởi đầu của giông bão là sự tồn tại một bầu không khí bất ổn định. Sự bất ổn định khí quyển là một yếu tố quyết định lớn đặc biệt là trong giai đoạn thời tiết đặc biệt. Nói chung, trong khi bầu không khí ổn định thƣờng mang đến bầu trời đầy nắng thì một bầu không khí không ổn định có xu hƣớng đem đến những thời tiết giông bão, mƣa lớn. Để ƣớc tính sự không ổn định khí quyển, chỉ số nhiệt động lực học đã đƣợc xây dựng bằng cách kết hợp các thông số khí tƣợng liên quan.
Các phân tích của khí quyển trong giông bão sẽ chỉ ra cho cộng đồng khoa học để phát triển các thông số đó sẽ chỉ ra liệu có hay không điều kiện thuận lợi cho giông bão phát triển. Nhiều nhà khoa học đã phát triển nhiều chỉ số để hỗ trợ cho việc dự báo giông bão nhƣ: chỉ số Showalter (Showalter 1953), chỉ số lifted (Galway 1956), chỉ số K (George 1960), chỉ số SWEAT (Miller 1972), chỉ số total totals (Miller 1972), chỉ số CAPE, (Moncrieff và Miller 1976)… Các chỉ số bất ổn định đã đƣợc phát triển và đƣợc sử dụng để hỗ trợ các nghiên cứu dự báo hoạt động thời tiết khắc nghiệt bằng cách định lƣợng sự bất ổn định với sự trợ giúp của số liệu cao không. Các nghiên cứu về chỉ số bất ổn định đã đƣợc thực hiện ở nhiều bộ phận khác nhau trên thế giới. Showalter (1953), đã tìm thấy giá trị của chỉ số SI ≤ 3 là biểu hiện sự hoạt động của mƣa rào và dông, và trong khi giá trị SI ≤ -3 có liên quan đến hoạt động đối lƣu mạnh.
David và Smith (1971) cho thấy SI ≤ 2 là một ngƣỡng cho giông bão nghiêm trọng phát triển cho khu vực phía đông của Hoa Kỳ ( 1966 – 1969) trong khi Ellrod và Field (1984) cũng sử 7 dụng SI ≤ 2 nhƣ một ngƣỡng cảnh báo giông bão cho vùng Gulf. George (1960) đã đƣa ra giá trị chỉ số K ≥ 20 cho sự hình thành hoạt động giông, Rodgers (1984) đã áp dụng chỉ số K ≥30 nhƣ một công cụ để dự báo sự phát triển của đối lƣu. Marina cùng cộng sự (2006) đã đánh giá sự bất ổn định của khí quyển ở Hy lạp bằng cách tính toán bảy chỉ số SI, KI, BI, JI, TT, HI, YI, dựa vào số liệu cao không tại ba trạm trên Hy Lạp : Elliniko (Athens), Mikra (Thessaloniki) và Heraklion (Crete) trong giai đoạn 1981 – 2003, một trong các chỉ số đƣợc đánh giá độc lập. Phƣơng pháp thống kê đƣợc sử dụng để so sánh và kiểm tra hiệu quả của các chỉ số trong khu vực bằng cách sử dụng số liệu mặt đất từ 17 trạm khí tƣợng của Hy Lạp.
Mỗi trạm khí tƣợng của khu vực nghiên cứu cung cấp cho các thông tin quan trắc các sự kiện có hoặc không có. Các giá trị ngƣỡng đƣợc đƣa ra để dự báo giữa sự kiện có bão hoặc không có bão. Sau khi nghiên cứu Marina cùng đồng nghiệp đã thu đƣợc kết quả các ngƣỡng chỉ số thích hợp cho từng khu vực. Nhƣ vùng THESAALY chỉ số JI ngƣỡng 25, vùng CRETE chỉ số JI ngƣỡng 30 có hiệu suất tốt nhất trong những tháng hè.
Còn đối với khu vực ATTICA chỉ số HI các ngƣỡng tốt nhất tìm thất ở tháng 4-5 (≤ 40), tháng 6 (≤ 25). CRETE chỉ số K tìm thấy ngƣỡng tốt nhất tháng 4 (≥ 25), tháng 12-1 (≥ 26) và tháng 2-3, tháng 6-10 (≥ 35). Mặc dù các ngƣỡng của các chỉ số thu đƣợc từ nghiên cứu là tƣơng đôi tốt. Nhƣng vì sự phân bố địa lý đa dạng của bán đảo Hy Lạp cùng với số liệu và mạng lƣới cao không chƣa đƣợc đầy đủ và chính xác nên kết quả dự báo chƣa đƣợc khả quan.
Gottlieb (2009) đã sử dụng chủ yếu dữ liệu thu thập từ bóng thám không để tính toán cho các chỉ số SI, K, TT, CAPE, CIN. Giông bão xảy ra từ tháng 6 đến tháng 8 trong ( 1998 – 2007), số liệu sử dụng tại 8 trạm ở vùng Đông bắc Hoa Kỳ.
