Xem mẫu
- Chương 5. Mây tích và các hệ thống thời
tiết quy mô vừa
Trần Công Minh
Khí tượng học synốp(Phần nhiệt đới)
NXB Đại học quốc gia Hà Nội 2005.
Từ khoá: Mây tích, dông, mưa đá, vòi rồng, lốc, profile nhiệt ẩm, profile gió, giông ở
việt nam.
Tài liệu trong Thư viện điện tử ĐH Khoa học Tự nhiên có thể được sử dụng cho mục
đích học tập và nghiên cứu cá nhân. Nghiêm cấm mọi hình thức sao chép, in ấn phục
vụ các mục đích khác nếu không được sự chấp thuận của nhà xuất bản và tác giả.
Mục lục
Chương 5 MÂY TÍCH VÀ CÁC HỆ THỐNG THỜI TIẾT QUY MÔ VỪA.............3
5.1 KHÁI NIỆM CƠ BẢN VỀ MÂY TÍCH VÀ DÔNG .......................................3
5.1.1 Định nghĩa...................................................................................................3
5.1.2 Cấu trúc của mây dông................................................................................3
5.2 PHÂN LẠI DÔNG .......................................................................................6
5.3 CÁC GIAI ĐOẠN PHÁT TRIỂN CỦA Ổ DÔNG ..........................................7
5.3.1 Các giai đoạn phát triển của ổ dông thường................................................7
5.3.2 Các giai đoạn phát triển của siêu ổ dông.....................................................9
5.4 MƯA ĐÁ ...................................................................................................10
5.4.1 Sự lớn lên của hạt đá .................................................................................10
5.4.2 Dòng thăng mạnh, điều kiện cho sự hình thành mưa đá ...........................11
5.5 VÒI RỒNG VÀ LỐC .................................................................................12
5.5.1 Các giai đoạn phát triển của vòi rồng........................................................15
5.6 NHỮNG ĐIỀU KIỆN CẦN CHO SỰ PHÁT TRIỂN DÔNG ........................16
5.6.1 Điều kiện nhiệt động lực ...........................................................................17
5.6.2 Hình thế s ynôp, điều kiện đốt nóng và tác động của địa hình ..................18
- 5.7 NHỮNG PROFILE NHIỆT ẨM ĐẶC TRƯNG TRƯỚC CƠN DÔNG .........19
5.8 CÁC NHÂN TỐ LÀM BIẾN ĐỔI PROFILE NHIỆT ẨM ............................23
5.8.1 Các quá trình làm biến đổi profile nhiệt....................................................23
5.8.2 Những quá trình biến đổi profile ẩm.........................................................24
5.9 CÁC CÔNG CỤ PHÂN TÍCH VAI TRÒ CỦA ĐỘ ĐỨT THẲNG ĐỨNG CỦA
GIÓ ĐỐI VỚI SỰ HÌNH THÀNH VÀ PHÁT TRIỂN DÔNG.......................25
5.9.1 Toán đồ mô tả profile gió..........................................................................25
5.9.2 Nguyên nhân xuất hiện độ đứt thẳng đứng của gió...................................26
5.9.3 Hiệu ứng của độ đứt thẳng đứng của gió đối với sự phát triển đối lưu.....27
5.9.4 Mối liên quan giữa độ đứt thẳng đứng của gió với sự phát triển của dông27
5.10 CÁC CHỈ SỐ DỰ BÁO DÔNG ...................................................................28
5.10.1 Nhận xét chung .........................................................................................28
5.10.2 Thế năng có khả năng đối lưu (CAPE) .....................................................28
5.10.3 Chỉ s ố tổng của tổng chỉ s ố (Total-total index).........................................30
5.10.4 Chỉ s ố nâng bề mặt (Surface lifted index - SLI) .......................................30
5.10.5 Số Richardson đối lưu ...............................................................................31
5.10.6 Chỉ s ố năng lượng xoáy (EHI) ..................................................................33
5.10.7 Các thước đo lực ngăn chặn đối lưu (CIN) ...............................................35
5.11 YÊU CẦU VÀ TRÌNH TỰ DỰ BÁO DÔNG ..............................................35
5.11.1 K ỹ thuật và trình tự dự báo profile nhiệt ẩm buổi trưa phía trên lớp biên 36
5.11.2 Trình tự dự báo profile nhiệt ẩm ...............................................................37
5.11.3 Phân tích đường tầng kết trong dự báo dông ............................................38
5.12 ĐÁNH GIÁ KHẢ NĂNG THỜI TIẾT XẤU TRONG DÔNG.......................39
5.12.1 Mưa lớn và lũ lụt đột ngột.........................................................................39
5.13 HOẠT ĐỘNG DÔNG Ở VIỆT NAM VÀ VẤN ĐỀ DỰ BÁO DÔNG ..........40
- 3
Chương 5
MÂY TÍCH VÀ CÁC HỆ THỐNG THỜI TIẾT
QUY MÔ VỪA
Ở miền nhiệt đới, dạng mây gây mưa chủ yếu là mây vũ t ích và lượng mưa ở đây chủ
yếu có liên quan với loại mây này. Mây trong bão, dả i hộ i tụ nhiệt đới, front lạnh đầu và
cuố i mùa đông phần lớn là mây vũ t ích, ngoạ i trừ một phần rất nhỏ mây tằng. Dông, lố c,
mưa đá, vòi rồ ng liên quan với mây vũ t ích là các hiện tượng thời tiết đặc biệt, nhiều khi
gây tác hại rất nghiêm trọng. Trong chương này sẽ trình bày về các hiệ n tượng đố i lưu liên
quan với mây tích và mây vũ t ích, đó là các cấu trúc nhiệt động lực của mây, các đ iều kiệ n
hình thành dông, phân lo ại dông và một số chỉ t iêu dự báo dông.
5.1 KHÁI NIỆM CƠ BẢN VỀ MÂY TÍCH VÀ DÔNG
5.1.1 Định nghĩa
Dông là hiện tượng liên quan với mây vũ t ích cho mưa rào, gió giật rất mạnh, có hay
không có sấm, chớp (Doswell, 1993). Mây vũ t ích còn gọ i là mây dông có thể có sấ m chớp
nhưng không cho mưa rào, đó là "dông khan" còn mây vũ t ích ở r ìa bão cho mưa rào và sấ m
chớp nhưng ở gần trung tâm bão mây vũ t ích chỉ cho mưa rào, không có sấm chớp. Đây là
hiện tượng khí t ượng quy mô vừa có sức tàn phá rất lớn. Dông có thể phát triển thành dông
rất mạnh, tuy nhiên lo ại dông này chỉ chiế m 10% tổng số dông. Khi đó dông mạnh có thể
kèm theo một trong các hiện tượng:
- Mưa lớn, lượng mưa có thể tới 50mm/h.
- Mưa đá với hạt đá tại mặt đất có đường kính trên 2 cm.
- Vòi rồ ng, cột xoáy không khí có đường kính từ 5-100m gắn với đáy mây vũ t ích có
sức tàn phá lớn ở mặt đất.
- Gió giật trên 25m/s tại mực 10 m.
5.1.2 Cấu trúc của mây dông
Trên hình 5.1 là sơ đồ tổng quát của mây tích, một siêu ổ mưa lớn, lốc, mưa đá, vòi
rồng (Bluestein, 1979). Dông loại này mạnh nhất. Theo Browing (1964) từ siêu ổ dùng cho
quy mô dông như một cơn dông tính về cấu trúc mây, chuyển độ ng không khí, quá trình
hình thành mưa được duy trì bởi hoàn lưu quy mô dông đơn, bao gồ m một cặp dòng thăng-
dòng giáng rất lớn. Dông siêu ổ chỉ xuất hiện trong môi trường có độ bất ổn định tiềm năng
và độ đứt gió theo chiều thẳng đứng lớn (Newton, 1963). Mây dông được minh ho ạ trên
hình 5.1 đang di chuyển về phía đông (phía phải hình vẽ) được chỉ t hị bởi sự kéo dài của
phần mây Ci hình đe ở đỉnh theo hướng này, đó cũng là hướng của dòng khí ở phần trên
tầng đố i lưu.
- 4
Hình 5.1.
Sơ đồ m ây tích gây dông, m ưa đá và vòi rồng (Bluestein, 1979)
Dòng khí nóng ẩm thổ i từ phía đầu (phần phía đông) vào cơn dông và bốc lên cao. Từ
mực ngưng kết hơi nước trong không khí bão hoà và ngưng kết, giả i phóng tiề m năng bất ổn
định tạo lực nổ i nâng không khí thăng lên cao cho tới mực cân bằng đố i lưu (đỉnh phần mây
hình đe) tương ứng với các mực minh ho ạ trên hình 5.2. Từ mực này phần tử khí bố c lên
cao theo quán tính (overshooting) làm hình thành một vồ ng mây nhỏ phía trên phần đe được
gọ i là phần mây do quán tính, tương ứng với phần năng lượng âm. Mực ngưng kết, mực đố i
lưu tự do và mực cân bằng cùng với các vùng năng lượng dương và âm được minh ho ạ rõ
trên giản đồ thiên khí (Hình 5.2).
Trong giai đoạn cơn dông phát triển mạnh nhất dòng thăng của không khí nóng ẩ m đạt
cường độ cực đạ i. Khi dòng thăng đạt đến độ cao băng kết mây ti tạo thành bởi các tinh thể
băng xuất hiện. Giữa phần mây gồ m toàn tinh thể băng ở phía trên và lớp mây nước phía
dưới hình thành một lớp hỗ n hợp tinh thể băng và các giọt nước, có thể là các giọt nước quá
lạnh. Do sức trương bão hoà của băng lớn hơn so với hơ i nước nên tinh thể băng bố c hơi,
hạt nước nhận được lượng hơi nước đó nên lớn dần tớ i khi có khố i lượng lớn đến mức thắng
các dòng thăng trong mây tích và rơi xuố ng thành mưa. Những dòng mưa cuố n hút theo
không khí tạo các dòng giáng, khi t ới đất dòng khí hỗ n hợp này toả ra xung quanh mây và
do có nhiệt độ nhỏ hơn không khí xung quanh nên xuất hiện front lạnh địa phương bao
quanh khu vực mây (Hình 5.1). Front này thường kèm theo gió giật nên ngườ i ta còn gọ i nó
là front gió giật, do đó khi dòng tới địa phương gió thường mạnh lên đột ngột. Dòng khí
nóng ẩm xung quanh khi đó sẽ bốc lên phía trên front gió giật, đi vào khu vực mây và thăng
lên cung cấp đủ ẩm cho mây vũ t ích phát triển.
- 5
Hình 5.2.
Giản đồ thiên khí minh hoạ: m ực ngưng kết (LCL), m ực đối lưu tự do (LFC), m ực cân
bằng (EL) và các lớp năng l ượng kìm giữ đối lưu (CIN), lớ p với thế năng có khả năng
đối lưu (CAPE) xác định bằng cách so sánh vị trí tương đối giữa đườ ng tầng kết và
đường trạng thái (đường ABCF) và lớp năng lượng quán tính phía trên m ực cân bằng
trên giản đồ nghiêng T logP với đường tầng kết (đường phân bố nhi ệt độ theo chi ều
cao-đườ ng li ền), đường đi ểm sương ( đường ẩm-đường liền), trong l ưới các đường
đẳng áp ( đường đứt nằm ngang), đường đẳng nhi ệt (đường đứt nghiêng) và đường
đẳng độ ẩm riêng cực đại (Qmax) tương ứng với Td và T (Phil Alford,1995)
Nếu dòng không khí nóng ẩm thăng lên đủ mạnh để bổ sung nhiệt ẩm cho mây tích phát
triển thì dòng giáng mạnh lên, mưa mạnh. Mây tích sẽ tồn tại trong một thời gian rồ i tan đi.
Nhưng nếu dòng khí nóng ẩ m bổ sung mạnh hơn dòng giáng thì mây sẽ duy trì và phát
triển. Trong một số trường hợp có thể gây ra lốc, gió xoáy với tốc độ lớn gắn với chân mây.
Dông siêu ổ phát triển với độ đứt tốc độ gió theo chiều thẳng đứng lớn, tạo điều kiện
cho dòng thăng và dòng giáng mạnh lên. Xoáy vòi rồ ng xuất phát từ chân mây xuống dướ i
đất. Thông thường xoáy trong vòi rồng và thành mây có hướng xoáy thuận và là phần kéo
dài của chân đám mây tích xuất hiện đầu tiên. Phần đuôi mây đôi khi chuyển độ ng xoáy
thuận về phía trong thành mây so với khu vực không khí lạnh và mưa lớn. Vòi rồng thường
xảy ra ở gần đỉnh của lưỡi nóng tầng thấp. Không khí nóng này bốc lên cao trên front gió
giật theo nhánh dòng thăng của dông. Không khí lạnh giáng xuố ng và tới mặt đất toả ra phía
sau front gió giật. Mưa tới mặt đất phía sau front gió giật tạo thành vòng cung mưa trong
vòi rồng. Không khí nóng dọc theo rìa front gió giật hay đường hộ i tụ tạo nên thành mây
tích. Dòng thăng mạ nh nhất gần đ ỉnh front gió giật có dạng mây tích bốc nhanh lên cao
xuyên qua đỉnh tầng đố i lưu và tạo nên đỉnh mây do chuyển độ ng quán tính. Quá trình phân
kỳ tại đỉnh tầng đố i lưu đạt tới đ ỉnh hình đe và mở rộ ng khu vực gió toả ra ngoài cơn dông ở
mực cao. Mây cấu trúc vồ ng nhỏ ( mamatus) hình thành dưới mây dạng đe.
Do kèm theo lố c, vòi rồ ng, mưa đá và front gió giật cơn dông mô tả ở trên là một siêu ổ
dông mạnh. Dòng thăng trong siêu ổ dông này có thể tới 10-20m/s. Để tạo mưa đá thì trong
cơn dông phải có dòng thăng rất mạnh tới 40m/s, đủ lực đẩ y hạt băng lên xuố ng nhiều lần
và lớn lên, tạo thành các hạt băng có khi nặng t ới 0.5kg.
- 6
5.2 PHÂN LẠI DÔNG
Theo Doswell (1985) có thể phân lo ại dông theo các lo ại ổ dông, dông đơn lẻ hay hệ
thố ng dông.
Có thể phân biệt hai lo ại ổ dông: ổ dông thường (ordinary cell) và siêu ổ dông (gọ i tắt
là siêu ổ). Ổ dông thường hình thành trong môi trường có độ đứt thẳng đứng của gió nhỏ
(hiệu tốc độ gió mực 500mb và mặt đất nhỏ hơn 15m/s). Loạ i ổ này có kích thước ngang 5-
10 km, giai đoạn thành thục chỉ kéo dài trong 15-30 phút do không được cung cấp đủ ẩm và
có thể gây thời tiết mưa to gió giật trong thời gian ngắn.
Siêu ổ (super cell) có chiều ngang 10-40km hình thành trong môi trường với độ đứt thẳng
đứng của gió lớn hơn 15m/s, đặc biệt ở lớp 3km dưới cùng và có thế năng có khả năng đố i lưu
lớn hơn 1500 J/kg. Thời gian thành thục của siêu ổ kéo dài vài giờ do độ đứt thẳng đứng của
gió lớn duy trì trong dòng xoáy (xoáy hướng xoáy thuận) ổn định, mạnh trong một lớp không
khí dầy: bảo đảm dòng không khí nóng ẩm đi vào mây từ lớp biên. Hầu hết siêu ổ đều gây nên
thời tiết đặc biệt.
Đa ổ (multiple cell) của dông mạnh là nhóm mây có sắp xếp gồ m 2-6 ổ dông thường.
Mức độ sắp xếp của loại dông này tạo điều kiện cho dông tồn tại trong thời gian dài và có
khả năng lớn gây dông mạnh. Trong trường hợp này, độ đứt gió có độ lớn trung bình. Môi
trường đó bảo đảm dòng đi vào dông ở mực dưới khá mạnh và thường tạo front gió giật ở
phía trái dòng theo hướng di chuyển, dẫn tới sự phát triển ổ dông mới ở đó, khác với trường
hợp dông không mạnh đa ổ, trong đó ổ mới phát triển gần ổ ban đầu, dẫn tới cấu trúc phứ c
tạp.
Siêu ổ của dông mạnh: Vào mùa nóng có thể phân biệt siêu ổ cổ điển theo quan niệ m
trước kia, siêu ổ mưa lớ n và siêu ổ mưa nhỏ.
Dông mạnh mùa lạnh miền ôn đớ i hình thành dọ c theo front lạnh hay trước front lạnh
trong rãnh áp thấp hay trong không khí lạnh sau front lạnh. Môi trường có thế năng có khả
năng đố i lưu không lớn nhưng độ đứt thẳng đứng của gió lớn, đôi khi có tính xoáy hướng
xoáy thuận tương đố i mạnh. Loại dông này đôi khi t ạo lố c. Các hệ t hố ng đố i lưu quy mô
vừa (Mesoscale Convective Systems-MCS) gồ m một số lượng lớn ổ dông (hơn 6 ổ) nằ m
trong giai đoạn phát triển khác nhau hay tập hợp các ổ dông dạng khố i hay các đường tố với
hệ t hống dông phức hợp. Hệ t hố ng này có thể gây nên thời tiết đặc biệt nguy hiể m như mưa
đá và dòng giáng mạnh cho lượng mưa lớn trong thời gian ngắn.
Hệ thống mây đối lưu quy mô vừa hình thành với khoảng dao độ ng lớn của thế năng có
khả năng đố i lưu, với giá trị lớn nơi đ ịa hình cao ở miề n ôn đới. Độ đứt thẳng đứng của gió
nhỏ so với các đám mây vũ t ích nhưng lớn so vớ i đường tố cường độ trung bình và rất mạnh
(đặc biệt là trong lớp vài km dưới cùng). Các hệ thố ng mây đố i lưu quy mô vừa miền nhiệt
đới có khả năng phát triển thành dông tồn tại trong thời gian dài hơn so với miền ôn đới.
Phức hợp mây đối lưu quy mô vừa phát triển trong môi trường quy mô vừa với độ bất
ổn đ ịnh đố i lưu lớn nhưng độ đứt thẳng đứng của gió nhỏ. Chúng trở t hành tổ chức tự phát
triển do tổ hợp các hiệu ứng của một số ổ dông cũng tác độ ng tạo nên dòng đ i ra trong lớ p
biên và làm nóng ở phần giữa tầng đố i lưu. Điều đó tăng cường dòng đi vào hệ t hố ng. Phứ c
hợp mây đố i lưu quy mô vừa thường thấ y ở miền nhiệt đới có đường kính hơ n 500km. Phức
hợp mây đố i lưu quy mô vừa nhiệt đớ i hình thành trong rãnh gió mùa, di chuyển chậ m về
phía đông theo dòng dẫn và có thể phát triển thành dông. Phức hợp mây đố i lưu quy mô vừ a
có kích thước 300 km hay lớn hơn có khả năng hình thành trên đất liền trong mùa nóng
- 7
trong môi trường synôp với thế năng có khả năng đố i lưu lớn. Do chúng di chuyển chậm,
phức hợp mây đố i lưu quy mô vừa có thể gây ra ngập lụt bất thường đáng kể.
Đường tố là đường trên đó các đám mây dông tạo thành một phức hợp. Tố là hiện
tượng gió mạnh đột ngột vượt quá tốc độ 8-10 m/s. Đường tố là phức hợp các ổ dông trên
một đường dài - liên quan với front hay không. Trên đường tố có gió mạnh trong thời gian
ngắn vớ i hướng gió biến đổ i lớn. Trong tố có mưa rào và đôi khi cả mưa đá. Đường tố có
chiều ngang khoảng 0.5 - 2km và chiều dài khoảng 30 - 50km. Đường tố khởi đầu bằng một
số cơ chế tác độ ng theo một đường nhưng là một cơ chế tự khởi đầu do đố i lưu mạnh và
dòng thăng dọc theo dòng đ i ra trong lớp biên. Độ đứt thẳng đứng của gió ở lớp mực thấp
trong môi trường của đường tố làm cho hệ t hố ng duy trì front gió giật.
Khi có siêu ổ dông, đường tố phải có độ đứt gió theo chiều thẳng đứng lớn hơn 30m/s
trong lớp từ mặt đất đến 5km và vectơ gió phải quay 45o theo chiều xoáy hướng xoáy
nghịch so với đường tố. Đường tố thường khở i đầu cơ chế mây dọc theo đường front, trước
hay sau đường front lạnh. Lực cản đố i lưu mực thấp thường xuất hiện trong khố i khí trước
khi có dông. Trong một số trường hợp đường tố có đoạn vồ ng lên phía trước thể hiện rõ trên
trường nhiễu rađa dưới dạng dải mây vòng cung. Mây vòng cung có thể có chiều dài 15 -
150km, nếu tồn tại trong thời gian đủ dài có thể gây tác hại lớn với đường gió giật với tốc
độ tới 26 m/s trên một dải dài ít nhất 400km dọc theo trục của vòng cung mây.
5.3 CÁC GIAI ĐOẠN PHÁT TRIỂN CỦA Ổ DÔNG
5.3.1 Các giai đoạn phát triển của ổ dông thường
Dông thường không mạnh, gồ m một hay nhiều ổ dông nằm trong các giai đoạn phát
triển khác nhau. Loạ i dông này gây mưa không lớn và ít gây tàn phá. Theo Auer (1991)
dông thường có môi trường vớ i thế năng có khả năng đố i lưu nhỏ hơn 1500J/kg 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 thường có thể chia làm 3 giai đoạn theo tốc độ và hướng của chuyển độ ng thẳng
đứng (Hình 5.3).
1. Giai đoạn tháp mây Cu (hay Cu congestus) (Hình 5.3a) - đặc trưng bởi dòng thăng
với tốc độ 5-10m/s trong toàn bộ mây. Dòng khí bốc lên cao hộ i tụ vào ổ dông đang phát
triển từ khu vực xung quanh với bán kính vài km. Tốc độ dòng thăng 10m/s tại mực 5 km.
Độ hộ i tụ trung bình có giá trị 2.10-3 s-1.Trong khi đó độ hộ i tụ trong quy mô synôp chỉ là 10-
6 -1
s . Như vậy cần có cơ chế t húc đẩy sự hộ i tụ này. Cũng như cơ chế địa phương (hay cơ chế
quy mô vừa) cơ chế thúc đẩy này có thể chính là chuyển độ ng đố i lưu. Trong giai đoạn này
có sự hình thành hạt mưa hay băng (hoặc cả hai) trong dòng thăng phía trên mực băng kết.
Nhiễu rađa đầu tiên xuất hiện gần mực băng kết, ít khi thấy chớp trong giai đoạn này.
- 8
Hình 5.3.
Các giai đoạn phát tri ển của ổ dông đơn:
(a) Ổ dông đang phát triển với dòng thăng thịnh hành,
(b) Giai đoạn thành thục có m ưa và dòng giáng phát tri ển v ề phía dòng thăng. Ổ dông đang tan
rã (c) (Doswell, 1985)
2. Giai đoạn thành thục (Hình 5.3b) - đặc trưng bởi sự phát triển của cả dòng thăng và
dòng giáng, ít nhất là trong phần dưới của ổ dông. Giai đoạn này bắt đầu khi mưa bắt đầu
rơi từ chân mây. Dòng thăng có thể phát triển tiếp và đạt cường độ cực đại ở phần trên mây
với tốc độ vượt quá 25m/s.
Vượt quá mực cân bằng dòng thăng phân kỳ và toả ra trong phần mây hình đe. Tu ỳ
thuộc vào cường độ dòng thăng, phần đỉnh mây do chuyển độ ng quán tính có thể xuất hiệ n
vượt quá đỉnh mây hình đe.
Giáng thuỷ được xác định bở i cỡ của hạt nước hay hạt băng, chúng có thể lớn lên và
nhiều đến mức dòng thăng không giữ được chúng lơ lửng trong mây nên rơi xuố ng đất tạo
thành mưa.
Dòng giáng cùng với mưa xảy ra theo hai hướng: nóng lên do ma sát của các hạt mưa
và sự lạnh đ i của không khí chưa bão hoà do bốc hơi các hạt mây và hạt mưa. Hiệu ứng ma
sát có thể kéo dài, đặc biệt là trong dông miền nhiệt đới phát triển trong môi trường rất ẩm,
nơi độ nước của mây lớn và mưa bốc hơ i rất nhiều. Tuy nhiên, cơ chế chủ đạo cho dòng
giáng vẫn là sự lạnh đi do bốc hơi. Theo Doswell (1985) bốc hơi phụ t huộc vào mức độ khô
của không khí môi trường và các cỡ của hạt mưa. Dòng giáng bắt đầu xuất hiện gần mự c
băng kết và mở rộ ng xuố ng phía dưới. Phần dòng giáng của mây dông bắt đầu tan do sự bố c
hơi của hạt mây. Dòng giáng của không khí lạnh tới mặt đất thì toả ra xung quanh. Một
front lạnh với gió giật ngăn cách không khí lạnh trong dòng giáng với không khí nóng ẩ m
xung quanh, ngăn chặn sự g iảm nhiệt độ và gây nên sự biến đổ i lớn của gió khi dòng giáng
tới giai đoạn thành thục. Đó cũng là giai đoạn phát triển cực đại của dông. Dòng thăng và
dòng giáng đạt cường độ cực đại, chớp thường có tần suất lớn nhất trong toàn bộ ổ dông,
mưa mạnh nhất, cường độ nhiễu rađa cực đạ i và đỉnh mây ở cao nhất.
3. Giai đoạn tan (Hình 5.3c) - Giai đoạn thành thục của dông thường không kéo dài vì
môi trường của lo ại dông này không có khả năng duy trì dòng thăng của dông hay phát triển
nhanh một dòng thăng mới. Dòng giáng và toả ra ở mực dướ i mở rộ ng và cắt chân dòng
thăng, cắt nguồn cung cấp 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 ẩ m mà không có nguồ n cung cấp ẩm
- 9
và lực nổ i, dòng thăng không thể duy trì và nhanh chóng suy yếu. Mưa trong dông giả m
yếu, mặc dù mưa vẫn còn duy trì dòng giáng yếu dần. Sau đó giai đoạn tan rã của dông
được đặc trưng bởi dòng giáng chiế m ưu thế. Các hạt mưa còn sót lại có thể bổ sung thêm
những phần tử mây trong dòng giáng. Sau khi mưa tạnh phần mây hình đe còn giữ lạ i dấu
vết của ổ mây dông, sau đó cũng mất đ i do quá trình thăng hoa. Như trên ta đã phân tích quá
trình phát triển dông liên quan chặt chẽ với sự phát triển của dòng thăng của không khí nóng
ẩm và dòng giáng trong mây dông.
Trên hình 5.4 là mặt cắt thẳng đứng qua mây dông, biểu diễn các giai đoạn phát triển
của xoáy trong mây. Trên hình 5.4a thể hiện dòng thăng khởi đầu (mũi tên kép) thích ứng
với độ đứt gió môi trường. Véc tơ gió theo chiề u cao và xoáy theo chiều kim đồ ng hồ và
profile gió với gió phía dưới mạnh hơn gió ở phần trên được biểu diễn ở phần bên phải hình
với hướng di chuyển từ trái sang phải hình vẽ. Tương ứng với dòng thăng nên phía phải
dòng thăng là xoáy theo chiều kim đồ ng hồ (+), phía trái dòng thăng là xoáy ngược chiều
kim đồ ng hồ (-). Trên hình 5.4b hoàn lưu thẳng đứng hình thành vớ i độ đứt môi trường lớ n
và hệ t hống trở nên mạnh hơn. Trên hình 5.4c mô tả hoàn lưu trong không khí lạnh ở khu
vực do mưa rơi xuố ng phố i hợp với dòng từ ngoài rìa đi vào dông. Trên hình 5.4d là giai
đoạn ổ n định mới hình thành gần hoàn lưu khu lạnh, cân bằng với độ đứt môi trường và
dòng khí mạnh từ phần sau dông (mũ i tên đen).
Hình 5.4.
Dòng thăng vectơ kép. Khu kẻ sọc là dòng thăng và dòng giáng khu lạnh m ặt đất. Vectơ quay
(+) và (-) chỉ nguồn xoáy hướng xoáy ngang có ý nghĩa nhất có liên quan với độ đứt môi
trường. Khu vực dầy nét hay thưa nét chỉ khu vực mưa lớn hay mưa nhỏ (Phil Alford, 1995)
5.3.2 Các giai đoạn phát triển của siêu ổ dông
Có ba giai đoạn phát triển của siêu ổ dông:
- Giai đoạn cấu tạo (Hình 5.5a) - Trong giai đoạn đầu này có sự tập hợp của các ổ
dông đang phát triển hay đang tan rã tạo nên siêu ổ dông mạnh. Sau đó đột nhiên
một trong các ổ dông lớn rất nhanh và đạt kích thước rất lớn lấn át các ổ dông khác.
Sau đó siêu ổ dông này bắt đầu d ịch chuyển theo dòng dẫn đường và phát triển
thành xoáy hướng xoáy thuận quy mô vừa ở phần giữa tầng đố i lưu và hiện rõ trên
sơ đồ nhiễu rađa.
- Giai đoạn thành thục (hình 5.5b) - Xoáy hướng xoáy thuận quy mô vừa lan xuố ng
các mực thấp và dòng giáng mạnh lên ở tầng giữa và tầng thấp. Nhiễu rađa khi đó
- 10
tạo thành một dải bao quanh khu vực trung tâm trên mặt cắt ngang. Đ iều đó chứng
tỏ dòng thăng mạnh lên. Xuất hiện nhiễu rađa hình lưỡ i câu chỉ rõ dạng xoáy hướng
xoáy vào tâm ổ dông thường ở phía trái theo hướng chuyển độ ng của dông. Mây
hình ố ng và vòi rồ ng yếu thường xuất hiện trong giai đoạn này. T ại mặt đất xuất
hiện khu vực không khí lạnh tạo nên do sự bốc hơi nước mưa. Khu vực này dần dần
mở rộ ng và tạo nên front gió giật.
Hình 5.5.
Sơ đồ ngang (bên trái) và sơ đồ theo chi ều thẳng đứng (bên phải) và các hi ện tượng
m ưa, m ưa đá, lốc kèm theo (Auer, 1991)
- Giai đoạn tan rã (Hình 5.5c) - Xoáy thuận quy mô vừa bắt đầu đầy lên, dòng giáng
trở nên mạnh hơn. Front gió giật mạnh hơn và càng uố n sát vào dòng thăng chính.
Đồng thời xoáy hướng xoáy lố c hình thành và đạt cường độ cực đại, tồ n tại một vài
phút hay vài chục phút.
Liên quan với dông, dông mạnh hoặc dông siêu ổ là hai hiện tượng thời tiết nguy hiể m
là mưa đá, lố c và vòi rồ ng xả y ra đột ngột có sức tàn phá rất lớn. Dưới đây sẽ trình bày chi
tiết về các hiện tượng này.
5.4 MƯA ĐÁ
Mưa đá là hiện tượng mưa băng với hạt lớn rơi từ mây vũ tích dạng siêu ổ dông.
5.4.1 Sự lớn lên của hạt đá
- 11
Mưa đá với các hạt đá có đường kính t ừ 3 mm đến trên 2 cm. Các hạt đá có thể rơi
riêng lẻ hay băng kết trong một khố i gồ m các hạt băng trong suốt hay hỗ n hợp hạt băng
trong suốt và hạt băng mờ. Mưa đá hình thành trong mây đố i lưu dạng siêu ổ. Hạt mưa chỉ
lớ n lên trong dông cực mạnh với tốc độ dòng thăng lớ n trong lõi dông. Dòng thăng này có
khả năng cuốn hạt đá quay vòng lên xuống nhiều lần và lớn dần lên trong khu vực dông.
Mưa đá ít thấy ở miền cực do lớp không khí mự c thấp quá lạnh và khô và phần giữa tầng
đố i lưu không đủ độ bất ổn đ ịnh để dòng thăng phát sinh. Mưa đá cũng ít thấ y ở miền nhiệt
đới do mực băng kết trong mây đố i lưu ở quá cao.
Hình 5.6.
Mặt cắt thẳng đứng theo chi ều bắc nam qua siêu ổ dông cho m ưa đá quan trắc được ở
Raymer, Colorado. Đường li ền nét là dòng khí thổi vào, dòng bốc lên cao và m ột phần
giáng xuống ở trung tâm mây dông. Đường gồm có các chấm trắng là quỹ đạo của hạt băng
trong quá trình lớn lên từ hạt băng nhỏ tại chân mây. Khu vực chấm m ờ là khu vực m ở rộng
của mây và khu vực đậm là phản xạ rađa từ m ây 35, 45 và 50 dBZ. Hướng và tốc độ dòng
môi trường (m/s, độ) tương ứng với dông được chỉ ra trên phần trái của hình v ẽ. Cường độ
m ưa đá được minh hoạ bằng đồ thị phía dưới hình vẽ Raymer, 1995)
Sự lớn lên đáng kể của hạt mưa đá đòi hỏ i phả i có dòng thăng lớn đặc biệt là gần mực -
10oC, vì tại mực này hạt đá lớn nhanh nhất, lượng ẩm lớn trong dòng thăng, mực băng kết
không quá cao cũng không quá thấp và qu ỹ đạo của hạt băng trong dòng phả i dài.
5.4.2 Dòng thăng mạnh, điều kiện cho sự hình thành mưa đá
Khi hạt băng lớn lên và rơi vào trong dòng thăng đố i lưu nó thường bị cản và giả m tốc
độ, trong đó gió giữ hạt băng không cho tăng tốc. Do mật độ của hạt băng biến đổ i không
quá lớn, tốc độ của hạt băng chủ yếu phụ t huộc vào kích thước và dạng của hạt băng. Để hạt
băng có thể lớn t ới kích thước cần có thì tốc độ của dòng thăng ít nhất là bằng hay lớn hơn
tốc độ rơi. Tốc độ này tương ứng vớ i kích thước của hạt băng, nghĩa là kích thước hạt băng
càng lớn thì tốc độ dòng thăng càng phải lớn. Mặt khác, hạt băng sẽ rơi xuyên qua dòng
thăng trước khi nó đạt tới kích thước cần thiết. T ất nhiên, hạt băng vẫn tiếp tục lớn lên khi
nó rơi. Nhưng đ iều đó chỉ xả y ra ở phía trên lớp băng kết. Phía dưới lớp băng kết này hạt
băng bắt đầu tan.
- 12
Nelson (1980) đã đưa ra công thức tính
tốc độ cản của hạt băng rơi phụ t huộ c vào
đường kính của hạt băng từ 5 mm đến 10 cm
(Hình 5.7). Ta thấ y đố i với những hạt băng rất
lớ n, khoảng 4 cm hay lớn hơn có sự đứt đoạn
của tốc độ cản, lớ n đột ngột. Bản chất vật lý
của sự rơi của các hạt băng trên thực tế phức
tạp hơn nhiều so với đồ thị đơn giản này. Phần
lớ n các hạt băng không có dạng cầu lý tưởng.
Tuy nhiên, các đạ i lượng chỉ trên đồ thị là tiêu
biểu cho phần lớn các hạt băng. Tốc độ cản
đố i với hạt băng đường kính 10 cm là khoảng
40 đến 60 m/s, nhỏ hơn tốc độ của dòng thăng
cực đại. Dòng thăng mạnh này có thể đo được
trong dông mạnh.
Trong một số trường hợp các dòng thăng Hình 5.7.
rất mạnh có thể ngăn cản sự lớ n lên của các Đồ thị tốc độ gió cản VT tính theo phương trình
hạt băng lớn bằng cách để cho các hạt băng nhauNelson. Lưusố clànđCi vkới tốc độ cản khác
của ý ố
có các hệ ả D hác nhau (Doswell,
phôi thai dịch chuyển quá nhanh do đó không 1985)
thể lớn lên một cách ổ n đ ịnh trong quá trình
lạnh đi khi lên cao. Các hạt băng ban đầu này dịch chuyển nhanh đến mức tiến thẳng lên cao
và nhập vào vùng mây hình đe của dông. Tuy nhiên, nếu các hạt băng trong dông có dòng
thăng cực lớn thì nó xuất phát từ các hạt băng phôi thai lớn hơn và nó lớn dần theo thờ i gian
thành hạt băng rất lớn và đi qua lõi của dòng thăng. Khu vực này thường lạnh hơn là đ iể m
hoá băng nhưng phần lớn các hạt trong khu vực này là các hạt nước quá lạnh chứ không
phả i hạt băng. Những hạt nước quá lạnh này sẵn sàng về mặt nhiệt độ ng lực để ngưng kết
khi có các hạt nhân đóng băng. Khi tiếp xúc với mầ m băng hay hạt băng các hạt nước quá
lạnh này hoá băng. Hạt băng lớn lên nhờ hấp thụ các hạt nước quá lạnh và các hạt băng
khác. Khi hạt nước quá lạnh đạt tới mặt băng thì có thể xảy ra hai trường hợp: các hạt nước
lan toả ra trên bề mặt đất và hoá băng, quá trình hoá băng này diễn ra rất nhanh và không đủ
thời gian để lan toả ra trước khi nó trở thành băng rắn và do đó sẽ trở thành các mảnh băng
trên mặt đất (sự lớ n lên "khô"); nếu quá trình hoá băng diễn ra chậ m thì các hạt nước có khả
năng lan toả thành một lớp băng mỏ ng (sự lớn lên "ẩ m").
5.5 VÒI RỒNG VÀ LỐC
Theo Ahren (1987) "Vòi rồ ng (Tornado) là khu vực gió xoáy với tốc độ rất lớn xung
quanh ố ng hẹp với khí áp rất thấp kéo dài từ dưới chân đám mây vũ t ích cỡ lớn tới đất".
Nhìn từ dưới đất lên phần lớn gió trong các ố ng xoáy thổ i ngược chiều kim đồ ng hồ và rất ít
khi thổ i theo chiều kim đồ ng hồ. Bán kính trung bình của vòi rồ ng là 100-600m, nhỏ nhất
có thể vài mét và lớn nhất có thể trên 1000m. Vòi rồng trước front lạnh có thể di chuyển với
tốc độ 10 - 20m/s. Tuy nhiên, có vòi rồ ng di chuyển với tốc độ tới 35m/s. Phần lớ n vòi rồ ng
chỉ tồn tạ i vài phút và đi được quãng đường chừng 7km. Cũng có trường hợp vòi rồ ng có
thể tồ n tại tới 7h và vượt qua quãng đường tới 470km. Các vòi rồng có thể tạo nên chuỗ i vòi
rồng xuất phát từ cùng một đám mây dông.
Vòi rồ ng chỉ xuất hiện khi có dông mạnh, đặc biệt vào mùa xuân ấm, không khí ẩm bề
mặt nằ m dưới lớp không khí lạnh, khô tạo nên khí quyển bất ổn định. Khi có độ đứt gió
- 13
thẳng đứng lớ n, không khí mặt đất nóng ẩm bố c mạnh lên cao tạo dông mạnh và có khả
năng tạo thành vòi rồ ng. Trong ngày dông vòi rồng thường xuất hiện vào buổ i chiều từ 4-
6h, khi lớp không khí sát đất có độ bất ổn định lớn nhất. Vòi rồng ít khi xuất hiện vào buổ i
sáng sớm khi không khí sát đất có độ ổn định lớn nhất. Phần lớn trong vòi rồ ng tốc độ gió
nhỏ hơn 60m/s, và lớn nhất tới 110m/s. Tốc độ gió xác định theo sức tàn phá của vòi rồ ng
có thể tới 250m/s.
Tương tự như trong bão gió mạnh nhất trong vòi rồ ng cũng thấ y rõ ở phần đằng sau,
phía phải của vòi rồ ng so với hướng chuyển động như minh hoạ trên hình 5.8.
Vòi rồ ng phát triển cùng vớ i những đám mây dông mạnh, thường là dông siêu ổ. Vòi
rồng thường hình thành cùng với hệ thố ng mây dông trước front lạnh với profile nhiệt ẩ m
đặc trưng như minh hoạ trên hình 5.9 đó cũng là mô hình profile nhiệt ẩm đặc trưng cho
môi trường tạo dông mạnh, siêu ổ.
Hình 5.8.
Hình dạng vòi rồng đang chuyển động với tốc độ 50kts (trái). Nếu dòng khí trong vòi rồng thổi ngượ c
chiều kim đồng hồ và tốc độ gió xoáy trong vòi rồng là 100kts như ở đi ểm D và C thì ở đi ểm D bên phải
tốc độ gió cộng thêm tốc độ gió là 150kts do cộng thêm tốc độ chuy ển động của vòi rồng và tại đi ểm A
tốc độ gió chỉ là 50kts do trừ đi tốc độ di chuyển của vòi rồng (phải)
Trên hình 5.9 ta thấy trong trường hợp hình thành vòi rồ ng lớp ẩm lan từ mặt đất đế n
mực 800mb, nghĩa là xấp xỉ 2km, phía trên là lớp không khí lạnh khô rất dầy, bảo đảm tiề m
năng đố i lưu và lực nổ i rất lớn. Lớp nghịch nhiệt phía trên mực 800mb đóng vai trò một lớp
kìm giữ đố i lưu, ngăn giữ lớp ẩm mực thấp không bị lan tỏa mất ẩ m. Lớp không khí lạnh
phía trên lớp nghịch nhiệt có gradien nhiệt độ thẳng đứng rất lớn, gần bằng gradien đoạn
nhiệt khô (1oC/100m) do rất khô. Tại các lớp trên cao có bình lưu lạnh làm giả m nhiệt độ
của lớp này và tăng độ bất ổn định của khí quyển. Do tác động của front lạnh lớp ẩm
- 14
Đáy
tầng
Hình 5.9.
Profile nhi ệt ẩm điển hình trước khi hình thành dông m ạnh tạo vòi rồng (γd, γw- gradien
đoạn nhi ệt khô, gradien đoạn nhi ệt ẩm)
dầy dưới mực nghịch nhiệt có thể được nâng lên cao. Nếu buổ i sáng chỉ có những cụm
mây tích nhỏ t hì gần trưa do lớp không khí phía dướ i được đốt nóng sẽ nâng lên, phá vỡ lớp
nghịch nhiệt và bốc lên cao tạo thành các đám mây tích lớn. Tiếp đó các đám mây dông này
phát triển thành các đám mây dông mạnh siêu ổ, phát triển theo chiều cao tới tận đỉnh tầng
đố i lưu và dạng mây hình đe phía trên mây tích cũng hình thành.
Điều kiện thứ hai để hình thành dông mạnh tạo vòi rồng là phải có độ đứt hướng gió và
tốc độ gió theo chiều cao tạo dòng khí xoáy mạnh và nâng lên cao ngược chiều kim đồ ng
hồ, xung quanh khu vực xoáy thuận quy mô vừa với mặt cắt rộng từ 5-10km. Quan trắc
bằng rađar Dopler cho thấ y xoáy bắt đầu từ mực giữa cơn dông sau đó lan xuố ng dướ i. ố ng
xoáy kéo dài tớ i mặt đất. Do bảo toàn mômen độ ng lượng tốc độ xoáy sẽ tăng lên. Khi ố ng
xoáy kéo dài ra, không khí nóng ẩ m xung quanh thổ i vào khu vực áp thấp của vòi rồ ng sẽ
thăng lên và dãn nở, trong không khí xẩ y ra ngưng kết hơ i nước tạo mây thành vòi rồ ng.
Không khí phía dưới vòi rồng thổ i vào vùng trung tâm, lạnh đi nhanh chóng và ngưng kết,
mây vòi rồ ng lan tới mặt đất và toả rộng như mô tả trên hình 5.10.
Hình 5.10.
Một số đặc đi ểm, cấu trúc liên quan với dông tạo vòi rồng
Trong khi các dòng khí xung quanh vòi rồ ng thổ i xoáy và bố c lên cao, cuố n theo các
- 15
mảnh vỡ mà nó tàn phá thì quan trắc rađa Dopler cho thấy bên trong lõi vòi rồ ng mạnh là
chuyển động giáng xuố ng phía khí áp thấp mặt đất. Không khí giáng xuố ng nóng lên làm
bốc hơi các hạt nước, làm tan mây ở khu vực này. Gần mặt đất nơi dòng khí giáng gặp các
dòng khí thổ i vào vòi rồ ng tạo thành dòng xoáy t ổng hợp bốc nhanh lên cao. Một điều vẫn
chưa rõ là tại sao phần lớn vòi rồng mạnh đều hình thành trong khu vực xoáy thuận quy mô
vừa nhưng không phải tất cả xoáy thuận quy mô vừa đều tạo nên vòi rồ ng.
5.5.1 Các giai đoạn phát triển của vòi rồng
Sơ đồ trên hình 5.11 mô tả các giai đoạn phát triển khác nhau của vòi rồ ng. Cuộ n xoáy
kéo dài từ chân mây vũ t ích có thể tới đất hay không. Trước hết là giai đoạn sắp xếp đặc
trưng bởi vòi rồ ng nhìn thấy được đã tới mặt đất mặc dầu là đường tàn phá của vòi rồ ng vẫ n
tiếp tục.
Trong giai đoạn thành thục vòi rồ ng có chiều rộng lớn nhất. Trong giai đoạn thu hẹp thì
vòi rồng giả m chiều ngang thành một cột rất mạnh. Giai đoạn tan được đặc trưng bởi sự rút
lui và đứt đoạn của vòi rồ ng nhưng vẫn còn sức tàn phá lớn. Chuyển độ ng của không khí
trong và gần vòi rồ ng được mô tả trên hình 5.12 với các đường giới hạn khu vực tàn phá.
Chuyển động của không khí phía trong và gần lốc được xác định bở i các mảnh vỡ và các
mô hình cảnh vật bị tàn phá ở mặt đất. Trong giai đoạn thành thục tốc độ gió tiếp tuyến ở
bán kính 200m và độ cao 60-120 m vượt quá 50-80 m/s. Vòi rồ ng đôi khi có thể có từ 1-6
vòi phụ có đường kính 0,5-50 m. Các "xoáy hút" này có thể di chuyển ổ n định xung quanh
tâm lố c. Đó là các dòng khí vớ i tốc độ rất lớn và để lạ i các vệt tàn phá trên đường của cơ n
lốc.
H
Hình 5.11.
Quỹ đạo của vòi rồng trong các giai đoạn phát tri ển ở thành phố Union Oklahoma, chữ A-H chỉ các
khu vực tàn phá của vòi rồng (Golden và Purcell, 1978)
Đố i lưu sâu (đố i lưu mạnh và phát triển trong một lớp dầy) đóng một vai trò rất quan
trọng trong sự phát triển lốc và vòi rồ ng thông qua sự tương tác giữa đố i lưu và dòng qui mô
lớ n. Mưa trong dải mây của dông phần lớ n có đặc tính đố i lưu, tuy nhiên mưa cũng có một
phần là từ mây tằng vớ i một lớp tan băng biểu hiệ n rõ trên màn hình rađa.
- 16
Hình 5.12.
Mô hình lốc với nhi ều xoáy hướng xoáy hút (Fujita, 1981)
Vòi rồ ng khi tới mặt đất có thể tạo nên những cơn lốc trong cùng một thời đ iểm. Gió
trong các cơn lố c đều xoáy ngược chiều kim đồ ng hồ như xoáy thuận quy mô vừa mà trong
đó chúng phát triển. Tâm của hoàn lưu nằ m đúng tâm của dải mây mắt dông, trong đó
những dả i mây phía ngoài gồ m có mây: mây đố i lưu và mây tằng dạng xoắn hướng tâm.
Thành mây mắt dông thường quan trắc thấ y dạng đố i xứng khi bán kính của thành mây đạt
giá trị cực tiểu thì dải mây cũng tan đi và được thay thế bằng dải mây mắt dông với bán
kính 50-150 km và khí áp của mắt dông tăng lên.
Hình 5.13.
Sơ đồ m ặt cắt thẳng đứng nhi ễu rađa qua tâm hệ thống mây dông có lốc (Jorgensen,
1982)
Thành mây mắt dông có trước và nằ m ở gần tâm dông và thành mây mắt dông mớ i nằ m
ở cách xa trung tâm dông. Thành mây mắt dông tồn tại thêm một thời gian. Shea (1995) cho
rằng chuyển độ ng thăng cực đại và như vậy sẽ có sự phát triển mạnh nhất của mây và mư a
có liên quan với thành mây mắt dông có bán kính rất gần vớ i bán kính của khu vực tốc độ
gió cực đại (Hình 5.13).
5.6 NHỮNG ĐIỀU KIỆN CẦN CHO SỰ PHÁT TRIỂN DÔNG
- 17
5.6.1 Điều kiện nhiệt động lực
Có ba đ iều kiện quan trọ ng nhất đố i với môi trường trước khi hình thành một cơn dông
đó là: sự có mặt của lớp ẩm mực thấp; lớp gần mặt đất có lượng hơi nước đủ để có lực nổ i
cần thiết làm cho phần tử đố i lưu đạt mực đố i lưu tự do; có độ bất ổ n đ ịnh ẩ m (CAPE) trong
lớp dầ y phía trên mực đố i lưu tự do thúc đẩ y dòng thăng đáng kể tớ i một độ cao lớn (mự c
có nhiệt độ ≤ 20oC); cơ chế nâng (đôi khi còn gọ i là cơ chế khở i đầu) tạo nên một dòng
thăng ban đầu bằng cách nâng một phần của không khí mực thấp đến mực đố i lưu tự do của
nó.
Ba điều kiện này được coi quan trọng như nhau, và đều cần cho sự phát triển của dông
(Doswell, 1995). Những điều kiện có liên quan một phần đến cơ chế nâng làm tăng độ bất
ổn định thông qua lớp khí được nâng lên. Nếu khu vực chỉ có hai điều kiện trên được đả m
bảo thì khu vực đó được coi như có khả năng tạo dông. Trong rất nhiều khu vực nhiệt đới,
điều kiện 1 và 2 được bảo đảm và dự báo viên cần phả i chú ý đặc biệt trong việc đánh giá
cơ chế nâng.
Để dông hình thành cần phải có đủ hơi nước trong một lớp dầ y đáng kể (lớn hơn 500m
tương ứng với 50mb; lý tưởng là lớp này dầy 100mb gần mặt đất) để dông có thể khởi đầu
và phát triển. Nói chung đố i với miền ôn đới, đ iểm sương mặt đất ≥ 13oC thuận lợ i nhất đố i
với sự hình thành dông. Tuy nhiên, cũng có trường hợp dông phát triển với đ iể m sương mặt
đất nhỏ hơn. Như vậy là cần có đủ ẩm mặt đất để tạo một cơ chế nâng có thể nâng được các
phần tử khí của lớp biên đến mực đố i lưu tự do, và tạo nên dòng thăng mạnh và mở rộng ở
phía trên mực này. Thực tế nếu không có cơ chế nâng thì dù các điều kiện 1 và 2 đảm bảo
thì cũng không thể hình thành dòng thăng mạnh vượt qua lớp cản để đố i lưu khởi đầu tạo
dông. Cơ chế nâng liên quan đến sự hộ i tụ gió do địa hình và trong các hình thế s ynôp thuậ n
lợ i.
Để dông phát triển các phần tử khí khi đạt đến mực đố i lưu tự do phải có được lực nổ i
đủ lớn để duy trì dòng thăng đến các mực cao. Điều đó yêu cầu phải có không khí môi
trường phía trên mực đố i lưu tự do nằm trong trạng thái bất ổn định có điều kiện (nghĩa là
có gradien thẳng đứng có giá trị giữa gradien đoạn nhiệt khô và gradien đo ạn nhiệt ẩm)
trong một lớp dầ y đáng kể. Để dông có thể hình thành thì cường độ bất ổn đ ịnh phải bảo
đảm: tạo dòng thăng ít nhất là với tốc độ 10 m/s. Ở phần trên của đ ỉnh mây tích hình tháp
đang phát triển phải bắt đầu một quá trình hình thành băng đáng kể. Với dòng thăng 10 m/s
thì quá trình hình thành tinh thể băng phải bắt đầu từ -13oC. Nhiệt độ đỉnh mây ≤ -20oC
thường được coi là điều kiện đủ trước cơn dông.
Sự khở i đầu đố i lưu bao giờ cũng do một cơ chế nâng hỗ trợ vì khí quyển không bao
giờ có độ bất ổ n định đủ lớn để mây đố i lưu dầ y có thể tự nâng lên cao. Cơ chế nâng bắt đầu
(ổn định ít nhất từng thời gian) dòng thăng trong dông bằng cách nâng một phần lớp không
khí tớ i lớp đố i lưu tự do của nó. Cơ chế nâng gồm hai bước: bước "phá vỡ" lớp ổn định và
bước "khởi đầu". Quá trình khởi đầu qui mô vừa phá vỡ t ính ổ n định của lớp không khí mực
thấp, làm suy yếu sự cản trở bất kỳ và làm dầy thêm lớp ẩm. Cơ chế khởi đầu là cơ chế giúp
cho các phần tử nhiệt đầu tiên xuyên qua lớp ổ n định phía trên lớp biên đã được làm yếu.
Quá trình phá vỡ lớp ổ n định và khở i đầu được minh chứng bằng thực tế quan trắc là
dông thường phải có quá trình hình thành ở gần lớp biên hộ i tụ trong kho ảng vài giờ. Đôi
khi dông không hình thành do có sự cản quá mạ nh thì những đám mây tích hình tháp hẹp
tồn tại ngắn thường quan trắc thấ y trong khu vực có dòng thăng mực thấp.
- 18
Ngoài ba điều kiện nói trên cần có một số điều kiện bổ sung sau đây:
a/ Lớ p không khí khô từ mực thấp đến mực giữa.
Không khí khô nằm trên lớp không khí mực thấp có khả năng làm cho độ bất ổn định
đạt cực đại tại đỉnh của lớp ẩ m và sau đó tốc độ dòng thăng đạt cực đại.
Khi không khí khô mực giữa (khoảng 850-300mb) bị làm lạnh do bốc hơi tạo ra một
dòng giáng, tuỳ t huộc vào độ dày của lớp không khí khô từ mực LFC cuố n vào trong dông
theo một cách nhất định. Dòng giáng này đóng vai trò quan trọng trong việc duy trì độ mạnh
của dông. Không khí khô mực thấp cũng thúc đẩy sự làm lạnh do bốc hơi mạnh dưới mự c
chân mây.
b/ Dòng nhiệt, ẩm mực thấp đi vào cơn dông.
Thường các cơn dông mạnh đều có dòng nóng ẩm đi vào phần đầu cơn dông ở mự c
thấp rất mạnh. Đó là dấu hiệu của sự hình thành lớp ẩm mực thấp và tăng khả năng cho mưa
đá lớn và dòng giáng tức thời. Sự phát triển dông có thể bùng nổ nếu dòng gió phi địa
chuyển mực thấp vận chuyển không khí nóng ẩm đến các ranh giới của các khu vực bị cản.
Dòng khí trong dông ở 2 k m gần mặt đất có tốc độ ≥ 10 m/s có thể gây dông mạnh.
c/ Độ đứt gió thẳng đứng lớn
Các nghiên cứu mô hình số trị và số liệu quan trắc đã chỉ ra một cách rõ ràng rằng dông
thường hình thành ở những khu vực có độ đứt gió thẳng đứng lớn (Chẳng hạn độ đứt gió
trên mực 500mb là lớ n hơn hoặc bằng 18m/s, (Colquhoun, 1987). Trên thực tế, profile gió
thẳng đứng của môi trường liên quan đến dông trong lớp từ mặt đất đến 6 km là nhân tố rất
quan trọng trong việc xác định khả năng hình thành dông mạnh. Tầm quan trọng của độ đứt
gió là ở chỗ nó bảo đảm cho dòng đi vào cơn dông của không khí ẩm để duy trì dòng thăng
và duy trì dòng giáng. Độ đứt gió trong cơn dông trong thời gian dài không những duy trì
các dòng trong dông mà còn giúp cho dòng này tách riêng ra và thậm chí còn có tác độ ng
thúc đẩy hơn là tác độ ng ngăn cản hay phá vỡ giữ a hai dòng này.
Độ đứt gió cũng là công cụ trong sự chuyển độ ng của các ổ mây dông, ít nhất là làm
cho dông có thể t heo kịp front gió giật. Điều đó tăng cường sự hộ i tụ ở front của gió giật,
khôi phục dòng thăng và ngăn chặn dòng giáng và không cắt dòng nóng ẩm đi vào dông.
Khả năng đẩ y front gió giật của chúng chính là một nhân tố rất quan trọng trong việc duy trì
sự ổ n định tương đố i của đường tố của dông và các siêu ổ. Profile thẳng đứng thích hợp đố i
với sự phát triển của các siêu ổ dông tạo nên xoáy hướng xoáy ngang đáng kể dọc theo dòng
đi vào ở mực thấp.
d/ Băng kết nhiệt biểu ẩm giữa mực 1,5 - 4 km
Độ cao của mực bă ng kết nhiệt xác định theo biểu ẩm phả i đủ lớn vì chỉ có dướ i mực
này thì các tinh thể bă ng mớ i có thể t an đáng kể và dòng giáng mới có thể được khở i
độ ng. Độ cao này phả i bằ ng hay thấp hơ n lớp bă ng kết, đặc biệt là khi môi trường khô.
Giữa những mực này thì bất k ỳ mộ t sự t an của tinh thể băng nào cũng gây nên sự lạ nh đ i
do bố c hơi trên bề mặt của nó và t ạo nên quá trình phục hồ i bă ng kết t ừng phần. Hiệ n
t ượng nhiệt độ ng lực này có hệ quả quan trọ ng đố i vớ i các dòng giáng và c ỡ của các hạt
mưa đá. Cả hai hiệ n t ượng này đều chịu ả nh hưởng mộ t cách đáng kể của sự t an của các
hạt băng và sự bố c hơi của nước lỏ ng.
5.6.2 Hình thế synôp, điều kiện đốt nóng và tác động của địa hình
- 19
Như ta đã biết để dông có thể khở i đầu cần phả i có tác động phá vỡ lớp kìm giữ đố i lưu
và đẩ y không khí lên cao, vượt qua lớp cản tới mực có thế năng có khả năng đố i lưu dương
(CAPE dương). Tác độ ng nâng ban đầu, thúc đẩy và duy trì dòng thăng có thể là tác độ ng
hộ i tụ trong các hình thế synôp và tác độ ng nâng cưỡng bức của địa hình. Sự phá vỡ lớp cả n
đố i lưu tương tự như sự bật tung của nắp ấm nước và đột ngột giải phóng năng lượng tạo
khởi đầu quá trình đố i lưu
Hộ i tụ mực thấp thường có thể do những hệ thố ng qui mô vừa. Đôi khi sự hộ i tụ có thể
yếu và rất khó phát hiện nơi hình thành lớp bằng mạng lướ i quan trắc thông thường, có
trường hợp khi dông xuất hiện trong môi trường nơi mà lớp ổ n định ngăn chặn bị phá vỡ.
Điều khó khăn là phải xác định vị trí chính xác nơi khởi đầu của dông.
Ngoài ra các nhân tố như sự đốt nóng bề mặt, sự nâng lên do địa hình, "hồ lạnh" ở trên
cao, sự lạnh phát xạ ở phần trên mây và phân k ỳ ở trên cao liên quan vớ i dòng xiết và rãnh
trên cao cũng có thể là các cơ chế khở i đầu. Chúng hỗ trợ cho môi trường đố i với sự hình
thành dông bằng cách tăng cường độ bất ổn định và làm cho cơ chế nâng của mực thấp có
cường độ lớn. Sự đốt nóng của không khí phía trên mặt đất sẽ tạo nên những phần tử nhiệt
được đ iều khiển bở i hoàn lưu địa phương. Bản thân sự nâng lên do đ ịa hình không tạo nên
được dòng thăng khởi đầu nhưng hỗ trợ để phá vỡ lớp ổ n định mực thấp. Quan trắc dông
hình thành phía trên các dãy núi cho thấ y có sự phá vỡ độ ổn định do hộ i tụ gây nên do địa
hình. Các "hồ lạnh" trên cao, sự lạnh đi do phát xạ của phần trên mây cũng không thể khởi
đầu cho dòng thăng nhưng làm tăng độ bất ổn định ở phần giữa tầng đố i lưu và do đó làm
tăng xác suất hình thành dông.
Sự hộ i tụ t huận lợ i do sự hình thành dông có thể t hấ y trong bão, dả i hộ i tụ nhiệt đới,
dọc theo front lạnh, sóng đông, sóng xích đạo…
Hộ i tụ gây nên do khu vực đồ i núi tại đ ịa phương có thể gây nên dòng nâng ở mực thấp
do hiệu ứng ken sít của đường dòng trên đỉnh núi hay do các dòng vào khe núi. Hộ i tụ có
thể gây nên do ma sát dọc theo đường biển khi dòng khí đ i vào đất liền thường chịu ma sát
lớ n hơn của đất liền do đó tạo nên sự hộ i tụ dọc theo đường biển với tốc độ gió 20 m/s có
thể tạo nên hoàn lưu thẳng đứng phi địa chuyển gây ra dòng thăng mực thấp 1km di chuyể n
về phía ngoài khơi một khoảng cách 200km.
5.7 NHỮNG PROFILE NHIỆT ẨM ĐẶC TRƯNG TRƯỚC CƠN DÔNG
Trong dự báo dông giản đồ thiên khí với các frofile nhiệt là công cụ chủ yếu đánh giá
năng lượng bất ổn định (CAPE), năng lượng cản đố i lưu (C:N). Người ta đã chứng minh
rằng profile nhiệt ẩ m thể hiện trạng thái nhiệt ẩm trước dông, nhất là những profile nhiệt ẩ m
của những thám trắc gần nhất, trong các thời điểm rất gần ho ặc ngay trước khi dông xuất
hiện. Các profile nhiệt ẩm của các thám sát gần nhất biểu diễn một lớp ẩm mực thấp đang
dày lên và sự cản trở rất nhỏ, rõ ràng là do hộ i tụ mạnh mực thấp và đốt nóng bề mặt ở khu
vực đó (Schaefer và Livingston, 1990). Tuy nhiên, đ iều này có thể do thám sát gần nhất bị
ảnh hưởng rất lớn bởi các cơn dông dù là không bị ảnh hưởng bởi dòng đi ra trong dông
hoặc sự phát triển của mây. Những profile nhiệt ẩm được chỉ ra trong mục này là những
profile nhiệt ẩm hay gặp trước dông. Chúng mô tả các môi trường chưa bị ảnh hưởng bở i
các quá trình trong dông.
Dông có thể hình thành trong nộ i bộ một khố i khí nhưng cũng có thể hình thành trong
khu vực front lạnh ngăn cách các khố i khí có thuộc tính khác nhau. Mặt khác trong cấu trúc
thẳng đứng của môi trường liên quan đến các cơn dông mạnh thường thấy những sự khác
- 20
nhau về nguồ n phát sinh của không khí tại các mực khác nhau.
Miler (1972) đã phân các dạng profile nhiệt ẩm trước dông thành bố n lo ại:
1. Dạng profile nhiệt ẩm “thắt ở lớp dưới”;
2. Dạng profile nhiệt ẩm nhiệt đớ i;
3. Dạng profile nhiệt ẩm trong không khí lạnh;
4. Dạng profile nhiệt ẩm “V ngược”.
Cần lưu ý rằng thực tế có nhiều biến dạng và phố i hợp của các dạng nói trên. Tuy
nhiên, sự phân chia này rất hữu ích trong việc xác định những cấu trúc nhiệt độ ng lực dẫ n
đến sự hình thành dông.
Hình 5.14.
Ví dụ đi ển hình về profile
nhi ệt ẩm loại 1 - dạng thắt ở
lớp dưới. Cần l ưu ý ở đây
tồn tại m ột lớp ẩm khá lớn ở
m ực thấp, trên là lớp nghịch
nhi ệt đối lưu chắn và còn
phía trên lớp này có gradien
thẳng đứng của nhi ệt độ rất
nhỏ. Các cơn dông có lốc
xoáy xuất hi ện vào lúc buổi
chiều (Bluestein, 1993a)
Profile nhiệt ẩm trước dông dạng 1 có dạng “thắt ở lớp dưới” (Hình 5.14.) báo trước
cho sự xuất hiện của các cơn dông có dòng thăng mạnh. Những cơn dông này đòi hỏ i cơ chế
động lực để khởi đầu chúng, như đố i vớ i các siêu ổ. Ở mực dướ i đường tầng kết nằm sát
đường điể m sương hình thành một lớp ẩm cản giữ đố i lưu ở mực thấp tạo điều kiện tích lu ỹ
năng lượng và sẽ bùng nổ đố i lưu. Khi có cơ chế nâng thích hợp lớp biên ẩm mực thấp (độ
ẩm tương đố i đặc trưng lớn hơn 65%) và sự tăng nhanh của gradien đoạn nhiệt khô trên lớp
cản ổ n định tích lu ỹ năng lượng cho một dòng thăng mạnh khi đố i lưu bùng nổ. Không khí
khô phía trên lớp nghịch nhiệt tăng cường dòng giáng trong bất kỳ một cơn dông nào.
Profile nhiệt ẩ m dạng 2 đặc trưng đố i với một khố i khí nhiệt đới với nhiệt độ đặc trưng
bề mặt vào buổ i chiều lớn hơn 270 C, dung lượng ẩm cao ở tất cả các mực (Độ ẩm tương đố i
lớ n hơn 60%, cho đến độ cao hơn 6 km) và gradien đoạn nhiệt bất ổ n đ ịnh có đ iều kiện gầ n
bão hoà. Cơn dông xuất hiện trong môi trường như vậy sẽ có những dòng thăng vừa phả i
nhưng có thể tạo ra mưa lớn vì dung lượng ẩm lớn và dông có độ dày lớn. Tương tự, lực cản
kìm giữ yếu tạo điều kiện cho đố i lưu diện rộ ng. Đặc điể m của profile nhiệt ẩm lo ại này là
tồn tại một lớp không khí rất khô nằm phía trên lớp không khí ẩ m, trong lớp không khí khô
đó gradien nhiệt độ môi trường rất lớn, lớn hơn gradien đoạn nhiệt ẩm nên ở đây tạo lớp
không khí bất ổn định có lượng thế năng có khả năng đố i lưu (CAPE) rất lớn. Khi lớp
không khí ẩm phía dưới do dòng thăng dướ i tác động của nguyên nhân bất kỳ (do hoạt động
của front, dải hộ i tụ, hay địa hình) sẽ được lớp không khí khô bảo đảm lực nổ i đủ mạnh để
nâng không khí nóng ẩm lên cao tạo mây tích. Profile nhiệt ẩm loạ i này có thể là đ iều kiệ n
cần để tạo ra những cơn dông rất mạnh. Trong một số trường hợp các cơn dông này có thể
nguon tai.lieu . vn
