Bài giảng Thời tiết khí hậu: Chương 6- Sự phát triển mây và các dạng mây

205 Ch€ơng 6 Sự phát triển mây vˆ các dạng mây Tất cả chúng ta đã từng một hoặc vi lần quan tâm đặc biệt tới các đám mây. Một số đám mây thì đẹp lạ th‡ờng, còn một số khác thì báo tr‡ớc thời tiết khắc nghiệt. Nh‡ng một số ng‡ời nhất định đang lm nhiều hơn so với thụ động quan sát những đám mây. “Những ngoời săn bão” tụ họp thnh các nhóm trong mùa thời tiết khắc nghiệt với mục đích quan sát sự hình thnh v di chuyển của lốc xoáy. Một số ng‡ời săn bão l những ng‡ời say mê thời tiết nghiệp d‡, còn những ng‡ời khác l các nh khí t‡ợng học chuyên nghiệp với bằng cấp cao hoặc các sinh viên đang theo đuổi nghĩa vụ học tập của mình. Nhóm sau cùng ra ngoi trời không chỉ vì niềm đam mê đ‡ợc chứng kiến thời tiết khắc nghiệt ngay từ đầu (mặc dù ng‡ời ta không thể không thừa nhận rằng sự hiếu kì l phần lớn của sự theo đuổi), m còn vì muốn có đ‡ợc thông tin quan trọng để hiểu rõ về các hiện t‡ợng ny. Sử dụng một tổ hợp các ph‡ơng tiện, từ công nghệ tiên tiến đến trực giác thuần túy, những ng‡ời săn bão chuyên nghiệp theo đuổi những cơn bão khắc nghiệt tiềm năng để hiểu các cơ chế bên trong v lân cận những đám mây dẫn tới phát triển lốc xoáy. Những nỗ lực đó đã mang lại thông tin quý giá giúp các nh khí t‡ợng học hiểu đ‡ợc những bộ phận no của mây giông gây bão th‡ờng hay tạo thnh lốc xoáy nhất. Những nỗ lực của họ cũng đã phát hiện ra rằng, các khu vực chuyển động xoay lớn ở bên trong các đám mây giông th‡ờng xuất hiện tr‡ớc khi hình thnh lốc xoáy khoảng từ 20 phút đến nửa giờ – vì vậy có thể đ‡a ra cảnh báo sớm cho các nh dự báo v công chúng. Nghề săn bão ra đời mùa xuân năm 1979 với việc tiến hnh đợt thí nghiệm về bão môi tr‡ờng khắc nghiệt v quy mô vừa (SESAME) ở trung phần n‡ớc Mỹ. Các nh khoa học lm việc theo dự án đã tập hợp thông tin từ các trạm rađa, bóng thám không thời tiết v các quan trắc hiện tr‡ờng. Một sự trùng đáng ghi nhớ, mùa bão m trong đó dự án đ‡ợc thực hiện trùng khớp với một trong những trận lốc xoáy dữ dội nhất từng đổ bộ tới khu vực. Chiều ngy 10/4, một vi nhóm săn bão bên ngoi Seymore, Texas, đã quan sát đ‡ợc một đám mây dạng toờng, một cái vòi lớn chòi xuống phía d‡ới chân mây chính, nơi các lốc xoáy th‡ờng phát triển. Howard Bluestein, giờ đây l một trong các chuyên gia hng đầu về vấn đề bão lớn, đã chụp ảnh đ‡ợc đám mây t‡ờng độc đáo ấy (hình 6.1). Ngay sau đó, một xoáy lốc đã xuất hiện, khiến các nh săn bão có thể quan sát đ‡ợc từ đầu cho đến lúc nó tan rã, khoảng 15 phút sau. Nh‡ng sự kiện chính tiếp theo ngay sau đó. Xa xa ở phía đông bắc, một xoáy lốc khác vừa hình thnh. Mặc dù các nhóm quan trắc đã cố gắng khỏi lỡ mất dịp, nh‡ng cơn bão đã xô qua họ để tiến về phía Wichita Falls. Khi những ng‡ời săn bão về tới thnh phố, họ đã mục kích sự phá hủy khủng khiếp diễn ra vi phút tr‡ớc: 3000 ngôi nh bị phá v 42 ng‡ời chết. Song xoáy lốc ny vẫn còn xoáy với hết sức mạnh v di chuyển lên phía bắc. Vì nó tiếp tục hoạt động ở gần Witchita Falls, những ng‡ời săn bão đã nhìn thấy phần phía sau của cơn bão, Bluestein đã mô tả nó giống nh‡ một vụ nổ bom nguyên tử. Hình 6.1. Mây t~ờng gắn liền với giông tố dữ dội ở gần Seymore, Texas Phần lớn các đám mây th‡ờng kém thú vị hơn nhiều so với các đám mây sinh xoáy lốc. Thật vậy, ngay cả những đám mây gắn liền với thời tiết dữ tợn nhất chẳng qua cũng chỉ l kết quả của cùng những quá trình gây nên ng‡ng tụ v lắng đọng ở trong các đám mây thời đẹp. Từ ch‡ơng 5 chúng ta đã biết rằng ng‡ng tụ hay lắng đọng có thể xuất hiện nhờ bổ sung hơi n‡ớc vo không khí; hòa trộn không khí nóng, ẩm với không khí lạnh; hoặc hạ thấp nhiệt độ không khí tới điểm s‡ơng. Mặc dù hai quá trình đầu có thể dẫn đến hình thnh mây trong nhiều tình huống, nh‡ng hạ thấp nhiệt độ không khí l quan trọng nhất (đặc biệt đối với mây gây m‡a). Ch‡ơng ny sẽ bn tới các quá trình v điều kiện liên quan tới hình thnh mây do các chuyển động thăng v mô tả những dạng mây hình thnh nhờ những quá trình ny. Những cơ chế nâng không khí lên cao Có bốn cơ chế nâng không khí lên trên để có thể ng‡ng tụ v hình thnh mây: 1) Chuyển động thăng địa hình, chuyển động c‡ỡng chế của không khí ở bên trên barie núi. 2) Chuyển động thăng do front, di chuyển của một khối không khí bên trên khối không khí khác. 3) Hội tụ, chuyển động ngang của không khí tới một vùng tại các mực thấp. 207 4) Chuyển động thăng đối l‡u cục bộ do độ nổi. Chuyển động thăng do địa hình Nh‡ trên hình 6.2, không khí thổi tới đồi hoặc núi sẽ bị đổi h‡ớng ở bên trên barie. Quá trình không khí di chuyển lên cao dẫn đến bị lạnh đi đoạn nhiệt đ‡ợc gọi l chuyển động thăng địa hình (hay hiệu ứng địa hình). Độ cao m các đám mây có thể đạt tới không bị hạn chế ở độ cao của đồi hoặc núi; đỉnh của mây địa hình có thể hng trăm mét cao hơn v thậm chí lv‡ơn tới tầng d‡ới của bình l‡u quyển. Độ cao đỉnh mây liên quan chặt chẽ với các đặc tr‡ng của không khí, thay đổi từ ngy qua ngy, đó l một vấn đề m sau ny chúng ta sẽ mô tả một cách chi tiết hơn trong ch‡ơng ny. Hình 6.3 thể hiện sự phát triển của mây địa hình. Hãy l‡u ý rằng độ dy của mây lớn hơn nhiều so với độ cao của barie địa hình tạo thnh mây. Hình 6.2. Chuyển động thăng địa hình. Không khí đi tới một barie địa hình, nó có thể bị nâng lên trên hoặc đổi h~ớng tại barie Xuôi theo chiều gió, ở phía s‡ờn núi khuất gió, không khí hạ xuống theo s‡ờn nghiêng v nóng lên do bị nén tạo thnh một hiệu ứng khuất moa, một vùng l‡ợng m‡a thấp hơn. Dãy núi Sierra ở Nevada (hình 6.4) cung cấp một minh họa hùng hồn về hiệu ứng ny. Đỉnh sống núi Sierra có h‡ớng bắc-nam v gần vuông góc với dòng không khí h‡ớng thịnh hnh tây đông. Phần lớn dãy núi có độ cao hơn 3500 m, l‡ợng m‡a ở s‡ờn phía tây, s‡ờn đón gió, cao hơn rất nhiều do chuyển động thăng địa hình; đôi nơi l‡ợng m‡a năm trung bình lớn hơn 250 cm. S‡ờn phía đông của dãy núi rất dốc v đáy thung lũng thấp, đôi khi d‡ới mực n‡ớc biển. Vì vậy, không khí giáng ở phía s‡ờn khuất gió tạo nên một các những hiệu ứng khuất m‡a mạnh nhất trên Trái Đất. Thật thú vị, thung lũng Death, một trong những nơi khô nhất ở Bắc Mỹ, chính l nằm ở phía đông của dãy núi, còn s‡ờn đón gió của nó tích lũy phần lớn l‡ợng n‡ớc dùng của California. Một hiệu ứng khuất m‡a t‡ơng đ‡ơng tồn tại ở Nam Mỹ, nơi dãy núi Andes tạo thnh một barie đột ngột đối với các dòng gió tây. Chuyển động thăng do front Mặc dù nhiệt độ th‡ờng thay đổi từ nơi ny đến nơi khác, kinh nghiệm cho chúng ta biết rằng thay đổi nh‡ thế th‡ờng rất từ từ. Nói khác đi, nếu nhiệt độ l 209 10oC ở Toronto, Ontario, thì chắc l nhiệt độ tại Buffalo, New York cách khoảng 100 km sẽ không khác biệt quá nhiều. Tuy nhiên, đôi khi có những vùng chuyển tiếp m trong đó xuất hiện những khác biệt rất lớn về nhiệt độ trên một khoảng cách t‡ơng đối ngắn. Những vùng chuyển tiếp ny, gọi l các front, không giống với các bức t‡ờng thẳng đứng phân tách không khí ấm v lạnh, m l nh‡ các s‡ờn dốc thoai thoải, nh‡ chúng tôi sẽ trình by ở ch‡ơng 9. Dòng không khí dọc theo các mặt ngăn cách front th‡ờng dẫn tới sự phát triển mây theo hai cách. Khi không khí lạnh tiến tới không khí nóng hơn (tr‡ờng hợp ny gọi l front lạnh), thì không khí lạnh đậm đặc hơn thế chỗ không khí nóng nhẹ hơn ở phía tr‡ớc, nh‡ đã thể hiện trên hình 6.5a. Khi không khí nóng thổi về phía nêm của không khí lạnh (front nóng), không khí nóng bị đẩy nổi lên trên rất giống nh‡ cái cách m hiệu ứng địa hình lm cho không khí nâng lên ở bên trên một barie núi (hình 6.5b). Hình 6.5. Các ranh giới front. Front lạnh (a) gây chuyển động thăng khi không khí lạnh tiến về phía không khí nóng v† loãng hơn. Chuyển động thăng xuất hiện dọc theo một front nóng (b) khi không khí nóng tr†n lên trên nêm lạnh của không khí ở phía tr~ớc nó Hội tụ Do khối l‡ợng của khí quyển không phân bố đồng nhất trên bề mặt Trái Đất, nên có nhiều vùng rộng lớn với áp suất bề mặt cao v thấp. Những chênh lệch áp suất ny lm cho không khí chuyển động theo một hiệu ứng quen thuộc m chúng ta gọi l gió. Không có gì ngạc nhiên, các hình thế gió liên quan mật thiết với hình thế áp suất. Chẳng hạn, khi một nhân áp suất thấp nằm ở gần bề mặt, gió trong khí quyển tầng thấp có xu h‡ớng hội tụ tại tâm của áp thấp từ tất cả các h‡ớng. Sự di chuyển theo ph‡ơng ngang h‡ớng tới cùng một vị trí gây ra tích tụ khối l‡ợng, gọi l hội tụ ngang, hay đơn giản l hội tụ. Hội tụ có lm cho mật độ tăng lên, không khí xâm nhập đến có bị giữ nguyên ở độ cao ban đầu của nó hay không? Không – ng‡ợc lại, các chuyển động thẳng đứng lm cho khối l‡ợng hội tụ tới bao nhiêu thì bị mang đi ngần ấy. Nh‡ vậy, trong tr‡ờng hợp hội tụ ở mực thấp, sẽ dẫn tới không khí thăng. Điều ny sau ny sẽ đ‡ợc giải thích chi tiết hơn, còn bây giờ chúng ta có thể chỉ xem xét mối liên quan giữa hội tụ mực thấp với sự nâng lên v lạnh đi đoạn nhiệt của không khí. Đối l~u địa ph~ơng Trong ch‡ơng 3 chúng ta đã thấy rằng đối l‡u tự do l chuyển động thăng gây ra bởi không khí bị đốt nóng gần bề mặt. Nó th‡ờng đi kèm với những chuyển động lên trên của hơi ẩm đủ mạnh để tạo mây v m‡a. Trong mùa nóng, sự đốt nóng bề mặt Trái Đất gây nên đối l‡u tự do trên một diện tích t‡ơng đối hạn chế v tạo thnh những trận m‡a dông buổi chiều v lm gián đoạn những cuộc dã ngoại mùa hè. Tại Canađa v Mỹ, ở phía đông của dãy núi Rocky Mountains, dung l‡ợng ẩm cao của không khí đôi khi tạo thnh các đám mây cao với chân ở độ cao t‡ơng đối thấp. Các điều kiện nh‡ thế thuận lợi cho giáng thủy mạnh trên các khu vực nhỏ (đối l‡u tự do về bản chất không tạo nên những khu vực thăng lớn hơn vi chục mét đ‡ờng kính). Ngay cả trên các hoang mạc ở miền Tây Nam, th‡ờng có ít hơi n‡ớc, thì đốt nóng mạnh mẽ cũng có thể dẫn đến đối l‡u hạn chế đủ mạnh để gây nên m‡a dông. Đối l‡u tự do l do độ nổi, xu thế các chất lỏng nhẹ hơn trồi lên trên khi đi qua một chất lỏng đậm đặc hơn. Chính vì vậy, độ nổi có thể phát động chuyển động thăng. Nh‡ng độ nổi còn có thể lm nhanh hoặc lm chậm các chuyển động thăng đã bắt đầu từ tr‡ớc đó do hiệu ứng địa hình, thăng do front v thăng hội tụ. Nh‡ chúng ta sẽ thấy sau ny, khí t‡ợng học dùng khái niệm về độ ổn định tĩnh để tổng hợp hiệu ứng độ nổi đối với chuyển động thăng. Độ ổn định tĩnh v† tốc độ giảm nhiệt độ của môi tr~ờng Đôi khi khí quyển rất dễ dng di chuyển chỗ v một phần tử không khí đ‡ợc truyền một xung kích nâng lên ban đầu sẽ tiếp tục nâng lên, ngay cả sau khi quá trình nâng lên ban đầu đã chấm dứt tác động. Một số lần khác, khí quyển chống lại sự nâng lên nh‡ vậy. Tính dễ dng nâng lên trên của không khí đ‡ợc gọi l độ ổn định tĩnh. Không khí bất ổn định tĩnh trở nên dễ nổi lên khi đ‡ợc nâng lên v tiếp tục nâng lên nếu nó đ‡ợc cấp một lực đẩy lên ban đầu; không khí ổn định tĩnh cản trở sự di chuyển lên trên v sẽ chìm xuống trở lại mực ban đầu của nó khi lực nâng thôi không tác động nữa. Không khí trung tính tĩnh không tự nó nâng lên tiếp theo sau sự nâng lên ban đầu v cũng không chìm trở về mực ban đầu; nó đơn giản chỉ dừng lại ở độ cao m nó đ‡ợc mang tới. Độ ổn định tĩnh liên quan chặt chẽ với độ nổi. Khi một phần tử không khí ít đậm đặc hơn so với không khí xung quanh nó, nó có một độ nổi d‡ơng v trồi lên phía trên. (Thật vậy, các phần tử không khí nổi ny không chỉ di chuyển lên trên, chúng còn tăng tốc độ của mình trong khi chuyển động, thậm chí tới mức gây nên những chuyển động thăng c‡ỡng bức). Không khí m đậm đặc hơn xung quanh thì sẽ chìm xuống nếu không bị tác động bởi những lực nâng liên tục. Về phía mình, những khác biệt về mật độ giữa một phần tử v không khí xung quanh nó l do nhiệt độ của chúng quy định. Nếu phần tử nóng hơn so với không khí xung quanh, nó sẽ ít đậm đặc v có một lực nâng. Nếu nó lạnh hơn xung quanh, nó sẽ đậm đặc hơn v có độ nổi âm. Nếu một phần tử đang nâng lên bị lạnh đi với một tốc độ lm cho nó lạnh hơn 211 không khí xung quanh, nó sẽ trở nên đậm đặc t‡ơng đối. Điều ny sẽ ngăn chặn chuyển động thăng. Nếu không khí đ‡ợc nâng lên bị lạnh đi chậm hơn so với không khí xung quanh, nó sẽ trở nên nóng t‡ơng đối so với xung quanh v có độ nổi d‡ơng. Điều ny tạo nên một xu thế cho một phần tử tự nâng lên, ngay cả khi không có những lực nâng khác tác động. Nh‡ vậy, độ nổi của phần tử không khí đang nâng lên phụ thuộc vo tốc độ lạnh đi của nó t‡ơng đối so với không khí xung quanh. Nhiệt độ trong phần tử bị quyết định bởi tốc độ giảm đoạn nhiệt khô hoặc tốc độ giảm đoạn nhiệt bão hòa, còn không khí xung quanh bị quyết định bởi tốc độ giảm môi tr‡ờng (ELR). (Tốc độ giảm đoạn nhiệt v tốc độ giảm môi tr‡ờng đã đ‡ợc giải thích trong ch‡ơng 5). Xét một phần tử khối khí ở gần bề mặt, đ‡ợc nâng lên trong không khí xung quanh. Không khí trong phần tử nâng lên bị lạnh đi với một trong các tốc độ giảm đoạn nhiệt, còn không khí xung quanh giữ nguyên trắc diện nhiệt độ gốc của nó. Nh‡ vậy, mật độ t‡ơng đối của phần tử đang nâng lên phụ thuộc vo hai điều kiện: phần tử bão hòa hay không (điều ny quyết định tốc độ giảm đoạn nhiệt no sẽ thích dụng) v ELR. Hai nhân tố ny kết hợp để tạo ra những kiểu không khí khác nhau về ph‡ơng diện độ ổn định tĩnh. Đó l bất ổn định tuyệt đối, ổn định tuyệt đối vu bất ổn định có điều kiện. Không khí bất ổn định tuyệt đối Hình 6.6a minh họa những gì xảy ra khi một phần tử không khí ch‡a bão hòa đ‡ợc nâng lên v ELR lớn hơn tốc độ giảm đoạn nhiệt khô (DALR). Nói khác đi, trên hình 6.6a không khí nâng lên bị lạnh đi chậm hơn so với xung quanh nó. Giả sử nhiệt độ không khí tại bề mặt l 10oC v có ELR l 1,5oC/100 m, có nghĩa l không khí lạnh đi với tốc độ 1,5oC qua từng 100 m độ cao. Khi phần tử của chúng ta nâng lên, nó bị lạnh đi với DALR (hãy nhớ lại, bằng 1oC/100 m). Khi nâng lên tới mực 100 m, phần tử nâng lên lạnh tới 9oC - nóng hơn không khí xung quanh nửa độ. Đó l vì nhiệt độ phần tử đã lạnh đi 1oC trong lúc nâng lên 100 m, còn khí quyển xung quanh tại độ cao ny có nhiệt độ l 8,5oC (10 oC – 1,5 oC = 8,5 oC). Nếu phần tử đ‡ợc nâng lên tới mực 200 m, nhiệt độ của nó trở thnh 8 oC, hay nóng hơn so với không khí xung quanh 1oC. Nh‡ vậy, phần tử nâng lên đang trở nên luôn luôn nóng hơn v dễ nổi hơn so với không khí xung quanh. Không khí ở tình huống ny đ‡ợc gọi l bất ổn định tuyệt đối, bởi vì mỗi khi một phần tử bên trong nó bị nâng lên, thì phần tử đó tiếp tục chuyển động lên trên. Phần tử không chỉ nâng lên, m nó còn nâng lên với tốc độ ngy cng tăng. Đó l vì chênh lệch nhiệt độ giữa nó v không khí xung quanh liên tục tăng lên, dẫn đến độ nổi lớn hơn v cũng còn bởi vì nó nhận đ‡ợc động năng trong khi nâng lên. Hình 6.6b cho một ví dụ thứ hai về không khí bất ổn định tuyệt đối. Trong tr‡ờng hợp ny, ELR vẫn l 1,5 oC/100 m, nh‡ng không khí bây giờ bão hòa. Vì vậy, phần tử không khí nâng lên bị lạnh đi chậm hơn theo tốc độ giảm đoạn nhiệt bão hòa (SALR) v sẽ nóng hơn so với ví dụ tr‡ớc. Nh‡ vậy, với sự ng‡ng tụ diễn ra, chênh lệch nhiệt độ giữa phần tử nóng v không khí xung quanh lạnh hơn sẽ lớn hơn, dẫn đến một lực nổi mạnh hơn. Chúng ta kết luận rằng, không khí lại một lần nữa bất ổn định, thậm chí bất ổn định hơn so với ví dụ tr‡ớc. Hình 6.6. Không khí bất ổn định tuyệt đối. Trong cả hai ví dụ n†y, ELR của nó bằng 1,5oC/100 m, lớn hơn DALR. Không khí bị c~ỡng bức nâng lên trên trở nên nóng hơn v† dễ nổi lên hơn so với không khí xung quanh, bất chấp nó ch~a bão hòa (a) hay l† bão hòa (b) Kết luận quan trọng từ hai ví dụ ny l: khi tốc độ giảm môi troờng lớn hơn tốc độ giảm đoạn nhiệt khô, không khí lu bất ổn định tuyệt đối vu một phần tử ở bên trong nó sẽ tiếp tục nâng lên một khi đã bị nâng lên, bất chấp nó bão hòa hay choa bão hòa. (Tất nhiên, các chuyển động nâng lên không thể tiếp tục mãi mãi. Song với lúc ny, chúng ta sẽ tạm bỏ vấn đề không khí bất ổn định có thể nâng lên cao đến đâu sang một bên, để m có thể tập trung vo khái niệm chính liên quan tới những gì sẽ xảy ra với không khí ở một vùng bất ổn định). 213 Không khí ổn định tuyệt đối Các hình 6.7a v 6.7b thể hiện điều gì xảy ra khi ELR bây giờ l 0,2oC/100 m, nhỏ hơn tốc độ giảm đoạn nhiệt bão hòa. Nh‡ chúng ta thấy trong (a), khi một phần tử của không khí ch‡a bão hòa nâng lên, nhiệt độ của nó giảm nhanh hơn so với nhiệt độ của không khí xung quanh, lm cho phần tử nặng hơn t‡ơng đối v khó nổi hơn. Vì có độ nổi âm, không khí nâng lên sẽ chìm xuống trở về mực ban đầu nếu cơ chế nâng thôi tác động. Không khí nh‡ vậy l ổn định tuyệt đối. Nguyên lý t‡ơng tự áp dụng với phần (b) của hình. Phần tử bão hòa lạnh đi với tốc độ giảm đoạn nhiệt bão hòa v trở nên lạnh hơn so với không khí xung quanh. Giống nh‡ phần tử ch‡a bão hòa trong (a), nó có một xu thế chìm xuống trở lại vị trí ban đầu của mình. Hình 6.7. Không khí ổn định tuyệt đối. Trong cả hai ví dụ, ELR của nó bằng 0,2oC/100 m, tức nhỏ hơn SALR. Không khí bị c~ỡng bức nâng lên trên sẽ trở nên lạnh hơn v† khó nổi hơn so với không khí xung quanh, bất chấp nó ch~a bão hòa (a) hay bão hòa (b) Từ hai ví dụ ny, chúng ta có thể kết luận rằng: khi tốc độ giảm môi troờng nhỏ hơn tốc độ giảm đoạn nhiệt bão hòa, không khí sẽ ổn định tuyệt đối vu sẽ chống lại chuyển động thăng, bất kể nó choa bão hòa hay bão hòa. Quan trọng l phải nhận thấy rằng, có thể có tình huống ELR sao cho nhiệt độ hon ton không đổi với độ cao, hoặc thậm chí nhiệt độ tăng theo độ cao, nh‡ sẽ đ‡ợc bn tới sau trong ch‡ơng ny. Mặc dù chúng ta không đ‡a ra ví dụ ở đây, những lập luận trong mục ny cũng áp dụng cho các tình huống nh‡ thế. Nói khác đi, nếu ELR = 0oC/100 m, hay nếu nhiệt độ tăng lên theo độ cao (ELR âm), không khí sẽ ổn định tuyệt đối. Không khí bất ổn định có điều kiện Hình 6.8. Khí quyển bất ổn định có điều kiện khi ELR của nó ở giữa các tốc độ giảm đoạn nhiệt khô v† bão hòa. Trong (a) ELR bằng 0,7oC/100 m v† không khí ch~a bão hòa. Khi phần tử bị nâng lên, nhiệt độ của nó nhỏ hơn so với nhiệt độ không khí xung quanh, nên nó có độ nổi âm. Trong (b), phần tử bắt đầu từ ch~a bão hòa, nh~ng lạnh đi đến mực ng~ng tụ thăng (LCL), tại đó nó lạnh hơn so với không khí xung quanh. Sự nâng lên tiếp theo l†m lạnh phần tử theo SALR. Tại mực 200 m, phần tử vẫn lạnh hơn không khí xung quanh, nh~ng nếu bị mang tới độ cao 300 m, nó nóng hơn v† dễ nổi. Nh~ vậy, nếu bị nâng lên đủ cao, phần tử sẽ tiếp tục nâng lên nhờ độ nổi của nó Bốn ví dụ tr‡ớc đây mô tả những gì xảy ra khi ELR nhỏ hơn SALR hoặc lớn hơn DALR. Nh‡ng điều gì xảy ra khi ELR ở giữa các tốc độ giảm đoạn nhiệt khô v 215 bão hòa? Trong môi tr‡ờng đó, không khí đ‡ợc gọi l bất ổn định có điều kiện, v xu thế của một phần tử bị nâng lên sẽ chìm xuống hay tiếp tục nâng lên tùy thuộc vo chuyện nó có trở thnh bão hòa hay không v nó bị nâng lên cao đến đâu. Giả sử khí quyển có ELR bằng 0,7oC/100 m, một phần tử ch‡a bão hòa trong đó bị nâng lên (hình 6.8a). Vì phần tử nâng lên trở thnh lạnh hơn so với không khí xung quanh, nó cản trở chuyển động thăng tiếp theo. Trên hình 6.8b, chúng ta áp dụng cùng một giá trị của ELR đối với một phần tử bị nâng lên, nh‡ng dần dần trở thnh bão hòa. Trong tr‡ờng hợp ny, phần tử trở nên dễ nổi chỉ khi no nó bị nâng c‡ỡng bức lên cao hơn chân mây một khoảng cách no đó. Trong ví dụ ny, không khí có nhiệt độ ban đầu 10oC v điểm s‡ơng l 9,2oC. Nó lạnh đi theo DALR cho đến khi nó đạt bão hòa tại mực 100 m. Phần tử nâng lên bây giờ lạnh hơn so với không khí xung quanh. Nếu bị nâng lên tiếp, nó sẽ lạnh đi với tốc độ giảm đoạn nhiệt bão hòa, nhỏ hơn ELR. Tại mực 200 m, phần tử bị nâng lên ny vẫn lạnh hơn so với không khí xung quanh, nh‡ng khi đạt độ cao 300 m, nó sẽ nóng hơn không khí bao quanh. Khi đó, phần tử bị nâng lên trở thnh dễ nổi v từ đây nó tự nâng lên ngay cả khi không có lực nâng từ bên ngoi tác động. Nh‡ vậy, nếu khí quyển bất ổn định có điều kiện, phần tử không khí trở thnh dễ nổi nếu bị nâng lên cao hơn một độ cao tới hạn. Độ cao đó, gọi l mực đối lou tự do, l độ cao m phần tử phải đ‡ợc nâng lên tới đó để trở thnh dễ nổi v tự mình chuyển động thăng. Khi một phần tử của không khí bất ổn định có điều kiện bị nâng lên cao hơn mực ny, các đám mây th‡ờng tăng lên rất nhanh về độ dy v cho m‡a. Những nhân tố ảnh h~ởng tới tốc độ giảm nhiệt độ của môi tr~ờng Tốc độ giảm môi tr‡ờng biến thiên mạnh trong không gian v theo thời gian. Chính vì nhiệt độ không khí bề mặt tại một nơi no đó bị biến đổi, nên trắc diện nhiệt độ thẳng đứng cũng biến đổi. Ba nhân tố sau đây có thể mang đến sự biến đổi của ELR. Sự nóng lên hoặc lạnh đi của lớp khí quyển thấp Trong thời gian ban ngy, bức xạ Mặt Trời lm nóng bề mặt Trái Đất, đến l‡ợt mình, bề mặt lại lm nóng khí quyển tiếp giáp với nó. Vì đ‡ợc lm nóng nhanh hơn so với không khí trên cao, lớp khí quyển thấp có ELR lớn đặc tr‡ng trong thời gian giữa tr‡a, nh‡ đã thể hiện trên hình 6.9. Trắc diện nhiệt độ ban đầu, đ‡ợc biểu diễn bằng đ‡ờng liền nét, thay đổi trong suốt ngy, còn trắc diện dốc hơn (đ‡ờng gạch nối) có thể xuất hiện trong một vi trăm mét bên trên bề mặt. ảnh h‡ởng của bức xạ Mặt Trời tới tốc độ giảm nhiệt độ sẽ lớn nhất vo những ngy nắng, trời quang, đặc biệt bên trên các bề mặt đất không có thảm thực vật, nơi đó nhiều bức xạ Mặt Trời nh‡ng ít năng l‡ợng bị tiêu dùng cho bay hơi. Quá trình lạnh đi của bề mặt, nh‡ th‡ờng xảy ra vo ban đêm, lm lạnh lớp khí quyển thấp v lm giảm ELR của nó. Nếu bị lạnh nhiều, không khí lân cận bề mặt có thể trở nên lạnh hơn so với không khí bên trên v tạo thnh một tình huống nhiệt độ không khí tăng theo độ cao. (Hiện t‡ợng ny gọi l nghịch nhiệt, một điều kiện không khí cực kỳ ổn định m chúng ta sẽ bn luận sau trong ch‡ơng ny). Hình 6.9. Tốc độ giảm môi tr~ờng (ELR) có thể biến đổi do bề mặt bị đốt nóng đ~ợc thể hiện bằng các trắc diện nhiệt độ thay đổi liên tục trong ng†y Bình l~u không khí lạnh v† nóng tại các mực khác nhau Các trắc diện nhiệt độ có thể bị ảnh h‡ởng bởi những khác biệt về h‡ớng gió tại các mực thấp v cao. Ví dụ, trên hình 6.10a gió mực thấp v mực cao đều thổi từ phía tây, nơi đó các nhiệt độ bề mặt v ở mực cao hơn tuần tự l 10oC v 9,5oC. Tốc độ giảm, do đó, bằng 0,5oC/100 m. Trên hình 6.10b, gió bề mặt không thay đổi, nh‡ng ở mực cao hơn gió thổi từ phía đông bắc lạnh hơn, nên nhiệt độ bên trên thấp hơn, chỉ bằng 9,0oC. Không khí lạnh đã vận chuyển bên trên bề mặt, dẫn tới một tốc độ giảm lớn hơn. Không khí nóng cũng có thể di chuyển t‡ơng tự, nếu gió thổi từ nơi nóng hơn tới nơi lạnh hơn. Tất nhiên, bình l‡u không khí nóng hoặc lạnh có thể diễn ra ở mực bất kỳ. Ví dụ, nếu không khí lạnh bình l‡u tại mực thấp, ELR sẽ giảm, tạo nên độ ổn định lớn hơn. Hơn nữa, bình l‡u không giới hạn ở một độ cao, chúng ta không nên nghĩ rằng chuyển động của một lớp không khí tại độ cao no đó lại tách rời với phần còn lại của khí quyển. Phổ biến hơn cả l h‡ớng gió (v tốc độ) thay đổi dần dần với độ cao. Hãy đi ra ngoi trời vo một ngy nhiều mây, gió lớn v bạn chắc sẽ thấy mây di chuyển khác nhau tại các mực khác nhau. Tùy thuộc vo gió định h‡ớng t‡ơng đối so với phân bố nhiệt độ nh‡ thế no m mỗi độ cao có thể có l‡ợng bình l‡u nóng v lạnh khác nhau. Điều ny không có nghĩa bình l‡u l không có hệ thống hay ngẫu nhiên. Nh‡ sẽ thấy trong một ch‡ơng sau, tồn tại những mối liên hệ hệ thống nhất định giữa các tr‡ờng gió v áp suất. Tuy nhiên, chủ điểm ở đây l bình l‡u thay đổi từ ngy sang ngy v từ độ cao ny tới độ cao khác trong cột khí quyển v những 217 ảnh h‡ởng của nó tới độ ổn định khí quyển do đó cũng thay đổi. Hình 6.10. Tốc độ giảm môi tr~ờng có thể thay đổi do bình l~u không khí với nhiệt độ khác nhau ở trên cao. Trong (a), gió bề mặt v† ở mực 100 m mang không khí với nhiệt độ tuần tự l† 10 v† 9,5oC tới, để cho ELR 0,5oC/100 m. Trong (b), gió bề mặt vẫn mang không khí với nhiệt độ 10oC. Nh~ng h~ớng gió tại mực 100 m đã chuyển th†nh đông bắc v† không khí mang tới có nhiệt độ 9,0oC. ELR bây giờ lớn hơn, bằng 1,0oC/100 m 6-1 Dự báo: Xác định độ ổn định theo biểu đồ nhiệt động lực học Độ ổn định tĩnh của không khí có thể xác định bằng số nhờ so sánh tốc độ giảm môi tr‡ờng với các tốc độ giảm đoạn nhiệt bão hòa v khô. Các biểu đồ nhiệt động lực học cũng rất hữu ích về ph‡ơng diện ny. Hình 1 cho một sơ đồ đơn giản thể hiện cách lm nh‡ thế no. Hình ny so sánh ba trắc diện nhiệt độ giả định với SALR v DALR trên một phần của một biểu đồ nhiệt động lực học đơn giản. Các đ‡ờng thẳng đ‡ợc ghi nhãn l đoờng đoạn nhiệt ẩm v đoờng đoạn nhiệt khô thể hiện sự biến đổi nhiệt độ của một phần tử không khí bão hòa hoặc ch‡a bão hòa khi nó nâng lên hoặc chìm xuống. Ba trắc diện nhiệt độ giả định đ‡ợc ghi nhãn Hình 1