Khi thermal bốc lên một cách đột ngột, không khí từ khu vực xung quanh xô vào thế chỗ cho lượng khí thermal bị bốc lên cao. Nếu lượng khí này cũng đã được đốt nóng, nó sẽ bị thermal cuốn theo và thăng lên cùng thermal. Một nguồn thermal rộng lớn với không khí được đốt nóng như tình huống III đã mô tả ở phần trước sẽ cấp dưỡng cho thermal trong vài phút tạo ra một cột thermal trải dài hàng ngàn mét. Nếu như nguồn cấp không khí nóng có giới hạn, thì không khí mát sẽ thế chỗ cho thermal dẫn đến thermal cũng sẽ bị giới hạn về kích thước. Không khí mát sẽ làm mất thời gian để được đốt nóng và sau đó sẽ thăng lên dưới dạng một thermal khác. Thời gian để hình thành một thermal trong một quá trình lặp lại như thế này có thể từ một vài phút cho đến một giờ đồng hồ hoặc hơn tùy thuộc vào cường độ đốt nóng.
Hình dưới thể hiện không khí xô vào ở phía dưới đáy của thermal như thế nào và có thể xô vào từ mọi hướng trong điều kiện gió nhẹ nói chung. Luồng khí xô vào có thể khá mãnh liệt trong điều kiện thermal mạnh và có thể làm cho việc hạ cánh vào giữa trưa là một vấn đề khó. Gió biến đổi được gọi bằng cụm từ “light and variable” (tạm dịch: gió nhẹ và biến đổi) trên những bản tin thời tiết là một dấu hiệu của thermal. Trong điều kiện gió mạnh nói chung thì hướng gió sẽ không thay đổi nhiều nhưng tính “gớt” (gust) thì sẽ tăng lên.
Khi một thermal thăng lên đến độ cao 300 m đầu tiên hoặc khoảng đó, nó có thể có các luồng gió thổi vào (inflow) từ các hướng bên cạnh. “Luồng hội tụ” này có xu hướng kéo các phương tiện bay về phía tâm của nó vì vậy để quay vòng theo một bán kính nhất định nào đó thì cần ít góc nghiêng (bank angle) hơn. Càng lên cao hơn thì càng cần phải tăng góc nghiêng để duy trì bán kính vòng quay. Nói chung, các thermal đều có xu hướng nhiễu loạn hơn khi ở gần mặt đất cho đến khi chúng trở nên đồng nhất hơn ở trên cao. Tuy nhiên, các thermal thường đâm vào lớp nghịch nhiệt, thứ làm tan thermal hoặc chứa đựng nhiễu loạn gió đứt (shear turbulence). Trong điều kiện gió mạnh thermal có thể bị xé nhỏ tạo ra một lớp không khí nóng trộn lẫn và nhiễu loạn gần mặt đất như thể hiện trong hình dưới đây. Lớp khí này có thể làm kích hoạt “thermal nhiễu loạn” tại các điểm kích hoạt (trigger point) và nó sẽ tiếp tục thăng lên tạo ra một vùng nâng hỗn loạn (rowdy lift).
📈 Hệ số giảm nhiệt thực tế
Chúng ta đã biết rằng khí quyển không ổn định tạo ra các phần tử khí nâng hoặc khí nóng thăng lên cao. Những thermal mà chúng ta yêu thích đều chính xác là từ những phần tử nóng và thăng lên cao này. Hãy xem hệ số giảm nhiệt (lapse rate) tiêu biểu trong khí quyển ảnh hưởng đến thermal như thế nào. Hình dưới đây thể hiện hệ số giảm nhiệt ở gần mặt đất trong 24 tiếng của một ngày hè thông thường. Chúng ta thấy vào buổi sáng có một lớp nghịch nhiệt đáng kể gần mặt đất. Hãy nhớ rằng biểu đồ giảm nhiệt đơn giản chỉ là một đồ thị biểu diễn nhiệt độ không khí theo độ cao. Một lớp nghịch nhiệt (inversion) là một lớp không khí nơi mà trên đồ thị thể hiện không khí nóng dần lên hoặc không đủ lạnh để đảm bảo khí quyển vẫn là “không ổn định” (unstable) khi chúng ta lên cao hơn.
Lớp nghịch nhiệt mặt đất vào buổi sáng hình thành do mặt đất bị lạnh đi vào ban đêm do đó nó làm cho lớp không khí ở dưới thấp bị lạnh theo. Gần các ngọn núi, gió núi thổi từ trên xuống vào buổi tối có thể tạo ra một lớp không khí lạnh dày mà nó là đại diện cho một lớp nghịch nhiệt dày (lớp nghịch nhiệt mặt đất dày 300 m không phải là hiếm). Thermal buổi tối, mây và gió có thể làm giảm nghịch nhiệt mặt đất bởi sự hòa trộn ở lớp không khí dưới thấp và làm giảm sự thất thoát bức xạ từ mặt đất. Mấu chốt của vấn đề là ở đây: thermal phải liên tục thăng lên và tắt đi tại tầng nghịch nhiệt cho đến khi tầng nghịch nhiệt biến mất hoặc thermal đủ mạnh để xuyên qua nghịch nhiệt. Hình dưới đây thể hiện một thermal ấm hơn so với không khí xung quanh thăng lên như thế nào cho đến lúc nó thăng lên tới độ cao nơi mà nhiệt độ không khí xung quanh bằng với nhiệt độ của nó. Tại vị trí này, nó ngừng thăng lên và hòa trộn với không khí xung quanh. Khi quá trình này tiếp diễn, không khí xung quanh nơi thermal thăng lên và bên dưới nó di chuyển hướng xuống để thế chỗ do đó cuối cùng nó được làm nóng lên gần mặt đất. Do đó lớp phía dưới thấp bắt đầu nóng dần lên như trong hình minh họa dưới đây. Khi mặt trời tiếp tục đốt nóng, nhiệt độ của thermal tăng lên và thermal bốc lên cao hơn trong lớp nghịch nhiệt, tiếp tục làm nóng phía đáy của lớp nghịch nhiệt. Cuối cùng, thermal đủ nóng để đâm xuyên qua lớp nghịch nhiệt. Khi đạt được điều này, chúng đạt được độ cao nhảy vọt như có thể thấy trong hình minh họa dưới đây. Nhiệt độ thermal cần thiết để vượt qua được lớp nghịch nhiệt mặt đất được gọi là nhiệt độ kích hoạt (trigger temperature). Như có thể thấy ở các đường đồ thị giảm nhiệt kế tiếp nhau dưới đây, lớp nghịch nhiệt mặt đất dần dần biến mất bởi thermal làm ấm khí quyển lên. Cuối ngày, vì mặt đất lạnh dần nên nó tái xuất hiện trở lại. Một lớp nghịch nhiệt rất mạnh (nhiệt độ cao bốc lên trong một phạm vi độ cao nhất định) được tạo ra bởi trời đêm lạnh sẽ có xu hướng níu giữ thời gian kích hoạt (trigger time) và làm trễ quá trình sản sinh thermal đến thời điểm muộn hơn trong ngày. Trong điều kiện như thế, sức nóng có thể nhanh chóng tăng lên trên mặt đất bởi vì năng lượng nhiệt bị giam giữ trong lớp không khí dưới thấp như thế này. Có thể cảm giác giống như thermal nên vọt lên, nhưng lại không có gì xảy ra cho đến khá muộn. Chúng ta sẽ khảo sát về cách xác định thời gian kích hoạt như thế nào.
📊 Sự hình thành thermal
- Trời đêm trong tạo ra một lớp nghịch nhiệt mặt đất dày, ổn định làm chậm quá trình hình thành thermal trong ngày tiếp theo.
- Ban ngày trời trong thúc đẩy tốt sự đốt nóng và hình thành thermal.
- Nhiệt độ kích hoạt là một yếu tố quan trọng trong việc xác định thời điểm bắt đầu có những thermal có thể vận dụng được.
🌌 Hệ số giảm nhiệt trên cao
Bên cạnh lớp nghịch nhiệt mặt đất, chúng ta ta cũng xem xét nghịch nhiệt trên cao xuất hiện như thế nào. Sự giáng xuống của không khí trong hệ thống khí áp cao điển hình sản sinh ra một tầng nghịch nhiệt ở độ cao khoảng 2,000 m như thể hiện ở hình dưới đây. Thông thường các lớp không khí khác nhau sẽ hạ xuống với mức độ khác nhau và theo từng giai đoạn. Hành vi này có thể sản sinh ra hai hoặc hơn hai lớp nghịch nhiệt. Đồng thời, sự thâm nhập của không khí nóng ở trên cao có thể tạo ra thêm một lớp nghịch nhiệt như trong hình minh họa. Tổ hợp các lớp nghịch nhiệt có ảnh hưởng sâu tới thermal. Hãy xem hình minh họa dưới đây để thấy điều đó. Ở đây, chúng ta thể hiện một đồ thị giảm nhiệt tiêu biểu vào một ngày có thermal. Một khi thermal thăng lên khỏi lớp nghịch nhiệt mặt đất, chúng nhanh chóng nhảy vọt độ cao cho đến khi chúng lên tới lớp không khí ổn định hơn. Sau đó chúng từ từ gia tăng độ cao cho đến tối đa và đạt tới trần (ceiling) khi chúng chạm tới lớp nghịch nhiệt trên cao. Lưu ý rằng nếu thermal vượt qua một lớp nghịch nhiệt, thường sẽ có thêm một lớp nữa ở trên cao hơn nữa.
Hầu hết các thermal đều dừng lại ở lớp nghịch nhiệt. Vậy mọi sự hòa trộn đều diễn ra bên dưới của lớp này. Kết quả là khói, bụi và những phần tử ô nhiễm nói chung đều ngừng lại tại lớp nghịch nhiệt và thường có thể thấy được trên đường chân trời dưới dạng một vệt màu nâu mà phía trên nó không khí có màu xanh ngọc. Thỉnh thoảng xuất hiện một vòm màu nâu trong lớp sương mù này vì thermal mạnh đẩy lên cao hơn so với bình thường. Việc nhận diện lớp nghịch nhiệt giúp bạn biết khi nào dự đoán có thermal và biết liệu bạn có thể leo lên cao hơn nó hay không. Chúng ta sẽ xem xét về vấn đề thermal đâm thủng lớp nghịch nhiệt ở phần sau. Còn ở đây chúng ta nên đề cập tới vấn đề là vào một ngày thermal hoạt động mạnh, quá trình đốt nóng lớp không khí bên dưới lớp nghịch nhiệt có thể khử được lớp nghịch nhiệt này hay không. Điều này nhận biết được nhờ sự gia tăng đột ngột về độ cao của thermal. Lớp nghịch nhiệt có thế không tồn tại giống hệt nhau ở mọi nơi, đối với những khu vực hình thành thermal tốt như các rặng núi thì có thể xóa tan lớp nghịch nhiệt trong khi ở các khu vực lân cận khác thì lớp nghịch nhiệt vẫn còn rất dày. Hình dưới đây thể hiện một lớp nghịch nhiệt nói chung nằm cao hơn trên một ngọn núi như thế nào do sức dạt của không khí trên sườn núi và gió thổi hướng lên. Đồng thời cũng thể hiện một mặt núi sản sinh ra thermal dễ dàng phá vỡ lớp nghịch nhiệt như thế nào.
🔄 Sự biến đổi của thermal và hệ số giảm nhiệt
Cường độ của thermal vào một ngày cụ thể phụ thuộc vào đặc trưng của hệ số giảm nhiệt, lượng ánh nắng và độ ẩm hiện tại. Chúng ta nghiên cứu về chỉ số thermal (thermal index) có xét tới những yếu tố này để đưa ra dự báo bay. Xu hướng ở dưới thấp thì hệ số giảm nhiệt nằm gần với Hệ số Giảm nhiệt Đoạn nhiệt Khô (Dry Adiabatic Lapse Rate - DALR) là khoảng 1°C / 100m. Lý do của điều này là thermal phân tán nhiệt lượng lên và xuống và đưa không khí đến nhiệt độ của nó ở từng độ cao. Tất nhiên, hệ số giảm nhiệt thực tế có thể khác biệt nhiều so với hệ số nói ở trên. Hãy xem khi đó điều gì sẽ xảy ra với thermal. Một lớp nghịch nhiệt mặt đất rất ổn định đã được cho thấy là làm thermal xuất hiện muộn hơn. Đôi khi một lớp không khí ổn định dày hơn nhiều có thể di chuyển vào một khu vực. Không khí ổn định này sẽ không có độ ổn định mạnh như trong lớp nghịch nhiệt mặt đất nhưng nó sẽ dập tắt thermal. Hình dưới đây thể hiện lớp không khí ổn định như vậy và làm thế nào để có được thermal với bản chất yếu mặc dù khí quyển ổn định. Những thermal như thế này có xu hướng chậm, thấp khi thăng lên và có thể khá nhiễu loạn khi chúng biến mất. Những ngày như thế này thường mù mịt (hazy) bởi vì thermal không thể tải hơi ẩm lên cao. Chúng ta nói chung thường nghĩ về thermal là khối khí ấm hơn so với xung quanh, nhưng sự thật thì tiêu chuẩn của thermal chỉ là nó nhẹ hơn so với xung quanh. Ở trong các khu vực có độ ẩm cao, người ta thấy rằng thermal thường thăng lên cao không phải vì nó ấm hơn mà bởi vì nó chứa nhiều hơi nước hơn so với không khí xung quanh. Tình huống này thường xuất hiện trong những ngày oi bức, ẩm ướt mà tạo ra mưa giông (thunderstorm) trong khu vực ẩm ướt.
Vào những ngày trời trong, nóng thì thông thường có một lớp không khí gần mặt đất là bị “quá nhiệt” (superheated). Lớp khí này có thể có độ dày khoảng một mét trong các khu vực có cây xanh cho đến một ngàn mét trong khu vực hoang mạc. Lớp không khí này được gọi là lớp “siêu đoạn nhiệt” (superadiabatic) như đã đề cập trước đó. Lớp siêu đoạn nhiệt này có hệ số giảm nhiệt lớn hơn hệ số làm lạnh đoạn nhiệt của thermal (cooling rate), hệ số DALR. Kết quả là sự chênh lệch giữa nhiệt độ thermal và nhiệt độ không khí xung quanh càng lên cao càng lớn khi thermal thăng lên trong lớp không khí này. Do đó thermal được gia tốc hướng lên. Hình dưới đây thể hiện nguyên lý này. Thermal thăng lên trong một lớp siêu đoạn nhiệt có xu hướng có bán kính nhỏ hơn, “thốc mạnh” (punchy ~ đấm mạnh). Hầu hết chúng thường được gặp tại các khu vực khô, nắng trên thế giới. Chúng cũng sản sinh lốc xoáy.
Nguồn: Sách Thấu hiểu Bầu trời (Dennis Pagen)
— Đặng Văn Mỹ dịch
