Khí tượng học synốp (Phần nhiệt đới) - Trần Công Minh Phần 8 docx

113
bão khác nhau. Chẳng hạn nếu bão di chuyển trong khu vực sống thịnh hành (DR:
Dominant Ridge) trong điều kiện sống yếu (WR: Weak Ridge) giữa hai bộ phận áp cao có
chiều ngang khá hẹp bão sẽ di chuyển theo quỹ đạo 1 hướng từ đông sang tây do được dẫn
đường bởi đới gió đông thịnh hành. Trong trường hợp dòng khí ở phần cực tây của bộ phận
áp cao phía đông khá mạnh bão sẽ được dẫn về phía tây bắc đến sát sống yếu, từ điểm này
bão có thể chuyển hướng và trước khi chuyển hướng bão thường dừng lại một thời gian.
Nếu khu vực sống yếu có chiều ngang không đủ lớn bão sẽ di chuyển theo hướng tây nam
theo quỹ đạo 3 và cuốn vào theo dòng dẫn ở phía đông nam của bộ phận áp cao phía tây và
tiếp tục di chuyển về phía tây nam. Nhưng nếu sống yếu mở ra đủ rộng thì bão sẽ chuyển
hướng bắc, sau đó di chuyển theo quỹ đạo 2 về hướng đông bắc do bão tiến vào đới gió tây
ôn đới (MW: Midle Westerlies). Trong một số trường hợp bão có thể tiến tới rãnh ôn đới
vốn là rãnh lạnh, gia nhập vào rãnh này và tan đi. Nếu bão di chuyển tới sát xích đạo và
vào vùng đới gió tây xích đạo thịnh hành (EW: Equatoria Westerlies) thì bão sẽ di chuyển
về phía đông nam ở phần phía tây khu vực đới gió tây này và về phía tây bắc nếu nằm ở
phần phía đông khu vực như trên hình vẽ.

Hình 4.23.
Các quỹ đạo bão trong mô hình chuẩn (hình trên), quỹ đạo thực chiếm
tần suất 60% trong thời kỳ 1989-1996 (hình dưới) (Car III.L.E, 1997)
Quỹ đạo thực trong thời kỳ 8 năm (1989-1996) (Hình 4.23, hình dưới) cho thấy các
đường quỹ đạo có xu thế nằm theo hướng đông đông nam và tây tây bắc. Đó là quỹ đạo
chủ yếu vào giữa và cuối mùa bão trên Biển Đông.
b) Mô hình hướng cực (Hình 4.24).
Đặc điểm của mô hình này là sự mở rộng của sống yếu giữa hai bộ phận áp cao và kéo

114
dài theo hướng tây nam - đông bắc của bộ phận áp cao phía đông cũng nhu sự xuất hiện
dòng khí thịnh hành hướng cực ở phía tây phần biến dạng này hoặc sự mạnh lên của dòng
khí ở phần cực tây của bộ phận áp cao phía đông (hình 4.24).

Hình 4.24.
Các quỹ đạo bão trong mô hình hướng cực (hình trên) và quỹ đạo thực
trong thời kỳ tám năm (1989 - 1986) (Car III.L.E,1997)
Trong hình thế này, bão ban đầu di chuyển theo hướng tây nam - đông bắc trong khu
vực dòng khí hướng cực (PO: Polar Orientation) sau đó di chuyển về hướng đông bắc và
đông khi tiến vào khu vực đới gió tây ôn đới. Trên hình 4.24, hình dưới là quỹ đạo thực
theo mô hình hướng cực cũng trong thời kỳ tám năm như đã nói ở trên. Tần suất của các
quỹ đạo này chiếm gần 30% các trường hợp bão xảy ra trong khu vực.
Theo mô hình vòng hoàn lưu gió mùa và mô hình bão kép (chỉ chiếm tần suất khoảng
10%, các quỹ đạo của bão được thể hiện trên hình 4.25.
c) Mô hình vòng hoàn lưu gió mùa (Hình 4.25 và 4.26).
Về cơ bản mô hình này tương tự như mô hình hướng cực nhưng ở phía tây của bộ
phận biến dạng của bộ phận áp cao phía đông là vòng hoàn lưu gió mùa ngược chiều kim
đồng hồ. Do tác động của vòng hoàn lưu này mà quỹ đạo hướng cực sẽ chuyển hướng về
phía tây theo vòng hoàn lưu từ đông sang tây nằm giữa bộ phận áp cao phía tây và vòng
hoàn lưu gió mùa trong khu vực sống thịnh hành.
Trong hình thế này, bão ban đầu di chuyển theo hướng tây nam - đông bắc trong khu
vực dòng khí hướng cực (PO: Polar Orientation) sau đó di chuyển về hướng đông bắc và

115
đông khi tiến vào khu vực đới gió tây ôn đới.




Hình 4.25.
Các quỹ đạo bão trong mô hình vòng gió mùa (Car
III.L.E, 1997)

Hình 4.26.
Các qũy đạo bão trong mô hình bão kép (Car
III.L.E, 1997)
G: Tâm vòng gió mùa - - - - Ranh giới khu vực
- - - - Ranh giới khu vực
Khu vực tốc độ gió cực
đại
Khu vực tốc độ gió cực đại Quỹ đạo đặc
trưng
d) Mô hình bão kép (Hình 4.26)

Hình 4.27.
Tần suất khu vực synôp

Trên mô hình này bão phía tây nằm trong khu vực dòng hướng xích đạo sẽ di chuyển
về phía tây nam và có khả năng tiến vào khu vực sống thịnh hành, tiếp đó di chuyển từ
đông sang tây. Còn cơn bão phía đông nằm trong khu vực dòng hướng cực sẽ di chuyển về
phía tây bắc cũng có khả năng tiến vào khu vực đới gió tây ôn đới và di chuyển về phía
đông bắc. Nếu bão ở phía tây đủ mạnh và có phạm vi lớn hơn hẳn bão ở phía đông nó sẽ
gây ảnh hưởng và cuốn cơn bão phía đông di chuyển về phía tây bắc. Ngược lại nếu bão ở
phía đông đủ mạnh và có phạm vi đủ lớn sẽ đẩy bão phía tây hơi di chuyển chếch về phía
nam.
Cars và Elsbery cũng đưa ra tần suất xuất hiện của các khu vực thịnh hành trong các

116
mô hình synôp (Hình 4.27).
Ta thấy theo số liệu 10 năm khu vực sống thịnh hành chiếm tần suất lớn nhất (53%)
điều đó giải thích tại sao các quỹ đạo bão trên Biển Đông phần lớn có hướng từ đông nam
tới tây tây nam trên Biển Đông. Hình 4.28: Tần suất bão thực tế theo mô hình chuẩn. Khu
vực hướng cực chỉ chiếm 25% các trường hợp và khu vực đới gió tây ôn đới chiếm 14%.

Sự thịnh hành của ba khu vực synôp này thể hiện rất rõ bằng sự tập trung của quỹ đạo bão
trên các hình (quỹ đạo bão Biển Đông). Các khu vực synôp còn lại chiếm tần suất không
đáng kể.
Trên thực tế do sự cấu trúc lại của trường độ cao được thể hiện ở mực 500mb nên
trong nhiều trường hợp có sự chuyển biến từ mô hình synôp này sang mô hình synôp khác.
Chẳng hạn, từ mô hình chuẩn sang mô hình cực và ngược lại. Kết quả là dòng dẫn đường
đối với bão cũng thay đổi, hướng di chuyển của bão cũng thay đổi theo. Để giúp phán đoán
các hướng chuyển biến này, Cars và Elsbery cũng đưa ra tần số và hướng chuyển biến giữa
các mô hình.
Trong công trình của Cars và Elsbery cũng đưa ra các minh hoạ bằng ảnh mây vệ tinh
và ví dụ sử dụng sản phẩm số trị tính cho mực 500mb đối với một số cơn bão điển hình ở
khu vực nghiên cứu. Chi tiết xin xem trong tài liệu tóm tắt “Kiến thức cơ sở ”của Cars và
Elsbery.
Việc phân tích sự di chuyển các cơn bão trong mấy năm gần đây cho thấy có nhiều
điểm về hoạt động và sự di chuyển của bão khá phù hợp với những kết luận của hai tác giả
trên. Chúng tôi cho rằng việc sử dụng các mô hình và khu vực synôp có thể hỗ trợ một
cách hữu hiệu đối với việc định hướng sự di chuyển của bão ở Biển Đông và khu vực phụ
cận.
4.8 SỰ BIẾN DẠNG CỦA ÁP CAO CẬN NHIỆT VÀ DÒNG DẪN Ở
TÂY BẮC THÁI BÌNH DƯƠNG
Trong một số trường hợp bản thân áp cao cận nhiệt Tây Bắc Thái Bình Dương và
dòng dẫn ở rìa áp cao này chịu ảnh hưởng rất lớn của hoàn lưu ôn đới và hoàn lưu cận xích
đạo, thể hiện trong các quá trình sau:
1) Rãnh ôn đới tại mực 500 mb có thể di chuyển rất sâu vào miền nhiệt đới tách áp
cao cận nhiệt thành hai bộ phận như trên mô hình chuẩn (Hình 4.23). Dòng khí hướng từ
tây nam lên đông bắc ở phía đông rãnh ngăn chặn không cho bão tiếp tục di chuyển sang
phía tây. Nếu sống yếu mở ra đủ rộng bão di chuyển lên phía bắc theo dòng dẫn ở phía
cực tây của bộ phận áp cao phía đông, thậm chí có thể ra nhập vào rãnh lạnh như trường
hợp cơn bão yếu số 7 tháng 11-2003. Tháng 12 rãnh ôn đới có thể tiến sâu hơn nữa về
phía nam dẫn bão đi từ tây sang đông, ngược hướng trung bình của bão trong tháng này

là từ đông sang tây.
2) Dải áp thấp xích đạo khi tiến về phía bắc gần tới áp cao cận nhiệt sẽ tăng gradient
khí áp ngang giữa hai hệ thống khí áp này và do đó làm tăng tốc độ dòng dẫn ở phía nam
áp cao.
3) Khi khu đệm dịch chuyển lên phía Bắc Bán Cầu và trở thành dải áp cao cận xích
đạo thì dòng dẫn ở phía bắc áp cao này trở thành dòng dẫn đường đối với bão và có thể đưa

117
bão di chuyển từ tây sang đông.

Hình 4.29:
Quĩ đạo và hệ thống mây trên ảnh mây vệ tinh của cơn bão số 6 (Vicentce) tháng
9/2005
Tới đây, ta hãy xét ví dụ về cơn bão mạnh, cơn bão số 6 năm 2005, có tên quốc tế là
Vicente hình thành ở giữa Biển Đông và đổ bộ vào Bắc Trung Bộ ngày 18/9/2005. Bão số
6 có đường đi khá đặc biệt (Hình 4.28). Hồi 13 giờ ngày 15/9/2005 một áp thấp nhiệt đới
hình thành ở giữa Biển Đông tại 14
o
N, 115,5
o
E, ở vùng trung tâm khí áp thấp nhất
P
min
=1004mb, tốc độ gió cực đại là 12m/s (cấp 6). Cuối ngày 15/9 và ngày 16/9 quỹ đạo
bão có dạng thắt nút. Hồi 7 giờ ngày 17/9/2005 bão số 6 có trung tâm nằm ở 13,5
o
N và
114,4
o
E, khí áp vùng trung tâm hạ thấp tới 990mb, tốc độ gió cực đại tăng tới 22m/s (cấp

9). Từ ngày 17/9/2005 bão di chuyển ổn định về hướng tây tây bắc. Hồi 18 giờ ngày 18/9
đổ bộ vào Bắc Trung Bộ. Tiếp đó bão di chuyển sang phía tây tới Lào giảm yếu và tan đi.
Bão số 6 đổ bộ vào Bắc Trung Bộ với hệ thống mây bão rất rộng nên đã gây mưa hầu
như trên toàn lãnh thổ Việt Nam. Hà Nội và Thành phố Hồ Chí Minh cũng nằm trong
phạm vi bao quát của hệ thống mây bão như minh hoạ trên ảnh mây vệ tinh (Hình 4.29).
Mưa ở khu vực cách xa tâm bão xảy ra từng đợt cách quãng rõ rệt, lượng mưa chỉ dưới
20mm/ngày. Càng gần trung tâm bão mưa bão càng mạnh. Bão số 6 gây mưa vừa, mưa to
ở các tỉnh phía đông Bắc Bộ và Bắc Trung Bộ. Riêng ở các tỉnh Thanh Hóa đến Quảng Trị
mưa to đến rất to. Lượng mưa hai ngày 17 và 18 đều ở mức 180 - 200mm. Ở một số nơi
lượng mưa bão lớn hơn: Chu Lễ (Hà Tĩnh) 321mm, Minh Hoá (Quảng Bình) 287 mm. Bão
số 6 tàn phá và nhấn chìm nhiều đoạn đê biển, gây nước dâng, lụt lội ở Bắc Trung Bộ, gây
nhiều thiệt hại cho khu vực bão đổ bộ, đảo lộn mọi hoạt động kinh tế xã hội vùng ven biển
Bắc Bộ và Bắc Trung Bộ. Quỹ đạo bão số 6 đã được Trung tâm Dự báo Khí tượng Thủy

118
văn Trung ương dự báo chính xác nên đã hạn chế đáng kể sự thiệt hại của con bão này.
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 tích và lượng mưa ở đây
chủ yếu có liên quan với loại mây này. Mây trong bão, dải hội tụ nhiệt đới, front lạnh đầu
và cuối mùa đông phần lớn là mây vũ tích, ngoại trừ một phần rất nhỏ mây tằng. Dông,
lốc, mưa đá, vòi rồng liên quan với mây vũ tích là các hiện tượng thời tiết đặc biệt, nhiều
khi gây tác hại rất nghiêm trọng. Trong chương này sẽ trình bày về các hiện tượng đối
lưu liên quan với mây tích và mây vũ tích, đó là các cấu trúc nhiệt động lực của mây, các
điều kiện hình thành dông, phân loại dông và một số chỉ tiêu 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 tích cho mưa rào, gió giật rất mạnh, có hay

không có sấm, chớp (Doswell, 1993). Mây vũ tích còn gọi là mây dông có thể có sấm
chớp nhưng không cho mưa rào, đó là "dông khan" còn mây vũ tích ở rìa bão cho mưa
rào và sấm chớp nhưng ở gần trung tâm bão mây vũ tích chỉ cho mưa rào, không có sấm
chớp. Đây là hiện tượng khí tượng quy mô vừa có sức tàn phá rất lớn. Dông có thể phát
triển thành dông rất mạnh, tuy nhiên loại dông này chỉ chiếm 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 rồng, cột xoáy không khí có đường kính từ 5-100m gắn với đáy mây vũ tích
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 động không khí, quá
trình hình thành mưa được duy trì bởi hoàn lưu quy mô dông đơn, bao gồm 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

119
minh hoạ trên hình 5.1 đang di chuyển về phía đông (phía phải hình vẽ) được chỉ thị bởi
sự kéo dài của phần mây C
i
hình đe ở đỉnh theo hướng này, đó cũng là hướng của dòng
khí ở phần trên tầng đối lưu.

Hình 5.1.
Sơ đồ mây tích gây dông, mưa đá và vòi rồng (Bluestein, 1979)
Dòng khí nóng ẩm thổi 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, giải phóng tiềm năng
bất ổn định tạo lực nổi nâng không khí thăng lên cao cho tới mực cân bằng đối lưu (đỉnh
phần mây hình đe) tương ứng với các mực minh hoạ trên hình 5.2. Từ mực này phần tử
khí bốc lên cao theo quán tính (overshooting) làm hình thành một vồng mây nhỏ phía
trên phần đe được gọi là phần mây do quán tính, tương ứng với phần năng lượng âm.
Mực ngưng kết, mực đối lưu tự do và mực cân bằng cùng với các vùng năng lượng
dương và âm được minh hoạ rõ trên giản đồ thiên khí (Hình 5.2).
Trong giai đoạn cơn dông phát triển mạnh nhất dòng thăng của không khí nóng ẩm
đạt cường độ cực đại. Khi dòng thăng đạt đến độ cao băng kết mây ti tạo thành bởi các
tinh thể băng xuất hiện. Giữa phần mây gồm toàn tinh thể băng ở phía trên và lớp mây
nước phía dưới hình thành một lớp hỗn 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 hơi nước nên tinh thể
băng bốc hơi, hạt nước nhận được lượng hơi nước đó nên lớn dần tới khi có khối lượng
lớn đến mức thắng các dòng thăng trong mây tích và rơi xuống thành mưa. Những dòng
mưa cuốn hút theo không khí tạo các dòng giáng, khi tới đất dòng khí hỗn 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 người ta còn gọi 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 tích phát triển.

120

Hình 5.2.
Giản đồ thiên khí minh hoạ: mực ngưng kết (LCL), mực đối lưu tự do (LFC), mực cân
bằng (EL) và các lớp năng lượng kìm giữ đối lưu (CIN), lớp với thế năng có khả năng
đối lưu (CAPE) xác định bằng cách so sánh vị trí tương đối giữa đường tầng kết và

đường trạng thái (đường ABCF) và lớp năng lượng quán tính phía trên mực cân bằng
trên giản đồ nghiêng T logP với đường tầng kết (đường phân bố nhiệt độ theo chiều
cao-đường liền), đường điểm sương (đường ẩm-đường liền), trong lưới các đường
đẳng áp (đường đứt nằm ngang), đường đẳng nhiệt (đường đứt nghiêng) và đường
đẳng độ ẩm riêng cực đại (Q
max
) tương ứng với T
d
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 rồi
tan đi. Nhưng nếu dòng khí nóng ẩm 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 rồng xuất phát từ chân mây xuống
dưới 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
động 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 xuống 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 hội
tụ tạo nên thành mây tích. Dòng thăng mạnh nhất gần đỉnh front gió giật có dạng mây
tích bốc nhanh lên cao xuyên qua đỉnh tầng đối lưu và tạo nên đỉnh mây do chuyển động
quán tính. Quá trình phân kỳ tại đỉnh tầng đối lưu đạt tới đỉnh hình đe và mở rộng khu
vực gió toả ra ngoài cơn dông ở mực cao. Mây cấu trúc vồng nhỏ (mamatus) hình thành
dưới mây dạng đe.

121

Do kèm theo lốc, vòi rồng, 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 đẩy hạt băng lên xuống
nhiều lần và lớn lên, tạo thành các hạt băng có khi nặng tới 0.5kg.
5.2 PHÂN LẠI DÔNG
Theo Doswell (1985) có thể phân loại dông theo các loại ổ dông, dông đơn lẻ hay hệ
thống dông.
Có thể phân biệt hai loại ổ dông: ổ dông thường (ordinary cell) và siêu ổ dông (gọi
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). Loại 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 đối 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 gồm 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 phức tạp
.
Siêu ổ của dông mạnh
: Vào mùa nóng có thể phân biệt siêu ổ cổ điển theo quan niệm
trước kia, siêu ổ mưa lớn và siêu ổ mưa nhỏ.
Dông mạnh mùa lạnh miền ôn đới hình thành dọc 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 đối lưu không lớn nhưng độ đứt thẳng đứng của gió lớn, đôi khi có tính xoáy
hướng xoáy thuận tương đối mạnh. Loại dông này đôi khi tạo lốc. Các hệ thống đối lưu
quy mô vừa (Mesoscale Convective Systems-MCS) gồm một số lượng lớn ổ dông (hơn 6
ổ) nằm trong giai đoạn phát triển khác nhau hay tập hợp các ổ dông dạng khối hay các
đường tố với hệ thống dông phức hợp. Hệ thống này có thể gây nên thời tiết đặc biệt
nguy hiểm 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 động lớn của thế năng
có khả năng đối lưu, với giá trị lớn nơi địa hình cao ở miền ôn đới. Độ đứt thẳng đứng
của gió nhỏ so với các đám mây vũ tích nhưng lớn so với đường tố cường độ trung bình
và rất mạnh (đặc biệt là trong lớp vài km dưới cùng). Các hệ thống mây đối 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.

122
Phức hợp mây đối lưu quy mô vừa phát triển trong môi trường quy mô vừa với độ
bất ổn định đối lưu lớn nhưng độ đứt thẳng đứng của gió nhỏ. Chúng trở thành tổ chức tự
phát triển do tổ hợp các hiệu ứng của một số ổ dông cũng tác động tạo nên dòng đi ra
trong lớp biên và làm nóng ở phần giữa tầng đối lưu. Điều đó tăng cường dòng đi vào hệ
thống. Phức hợp mây đối lưu quy mô vừa thường thấy ở miền nhiệt đới có đường kính
hơn 500km. Phức hợp mây đối lưu quy mô vừa nhiệt đới hình thành trong rãnh gió mùa,
di chuyển chậm về phía đông theo dòng dẫn và có thể phát triển thành dông. Phức hợp
mây đối lưu quy mô vừa có kích thước 300 km hay lớn hơn có khả năng hình thành trên
đất liền trong mùa nóng trong môi trường synôp với thế năng có khả năng đối lưu lớn.
Do chúng di chuyển chậm, phức hợp mây đối 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 với hướng gió biến đổi 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 động theo một đường nhưng là một cơ chế tự khởi đầu do đối lưu
mạnh và dòng thăng dọc theo dòng đi ra trong lớp biên. Độ đứt thẳng đứng của gió ở lớp
mực thấp trong môi trường của đường tố làm cho hệ thống 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 45
o
theo chiều xoáy hướng
xoáy nghịch so với đường tố. Đường tố thường khởi đầu cơ chế mây dọc theo đường
front, trước hay sau đường front lạnh. Lực cản đối lưu mực thấp thường xuất hiện trong
khối khí trước khi có dông. Trong một số trường hợp đường tố có đoạn vồng 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, gồm một hay nhiều ổ dông nằm trong các giai đoạn phát
triển khác nhau. Loại dông này gây mưa không lớn và ít gây tàn phá. Theo Auer (1991)
dông thường có môi trường với thế năng có khả năng đối 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
động 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 hội 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 hội tụ trung bình có giá trị 2.10
-3
s

-1
.Trong khi đó độ hội tụ trong quy mô synôp
chỉ là 10
-6
s
-1
. Như vậy cần có cơ chế thúc đẩy sự hội tụ này. Cũng như cơ chế địa phương
(hay cơ chế quy mô vừa) cơ chế thúc đẩy này có thể chính là chuyển động đối lưu. Trong

123
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.

Hình 5.3.
Các giai đoạn phát triển của ổ dông đơn:
(a) Ổ dông đang phát triển với dòng thăng thịnh hành,
(b) Giai đoạn thành thục có mưa và dòng giáng phát triển về 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. Tuỳ
thuộc vào cường độ dòng thăng, phần đỉnh mây do chuyển động quán tính có thể xuất
hiện vượt quá đỉnh mây hình đe.
Giáng thuỷ được xác định bởi 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 xuống 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 đi 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 hơi 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 thuộc
vào mức độ khô của không khí môi trường và các cỡ của hạt mưa. Dòng giáng bắt đầu
xuất hiện gần mực băng kết và mở rộng xuống phía dưới. Phần dòng giáng của mây dông
bắt đầu tan do sự bốc 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 ẩm xung quanh, ngăn chặn sự giảm nhiệt độ và gây nên sự biến đổi
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 đại và đỉnh mây

124
ở cao nhất.
3. Giai đoạn tan (Hình 5.3c) - Giai đoạn thành thục của dông thường không kéo dài
vì môi trường của loại 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 dưới mở rộng 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 ẩm mà không có nguồn cung
cấp ẩm và lực nổi, dòng thăng không thể duy trì và nhanh chóng suy yếu. Mưa trong
dông giảm 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 chiếm 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 lại dấu vết của ổ mây dông, sau đó cũng mất đi 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 chiều cao và xoáy theo chiều kim

đồng 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 đồng hồ (+), phía trái dòng thăng là
xoáy ngược chiều kim đồng hồ (-). Trên hình 5.4b hoàn lưu thẳng đứng hình thành với
độ đứt môi trường lớn và hệ thống trở nên mạnh hơn. Trên hình 5.4c mô tả hoàn lưu
trong không khí lạnh ở khu vực do mưa rơi xuống phối hợp với dòng từ ngoài rìa đi vào
dông. Trên hình 5.4d là giai đoạn ổn định mới hình thành gần hoàn lưu khu lạnh, cân
bằng với độ đứt môi trường và dòng khí mạnh từ phần sau dông (mũi tên đen).


Hình 5.4.
Dòng thăng vectơ kép. Khu kẻ sọc là dòng thăng và dòng giáng khu lạnh mặt 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:

125
- 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 dịch chuyển theo dòng dẫn đường và phát
triển thành xoáy hướng xoáy thuận quy mô vừa ở phần giữa tầng đối lưu và hiện
rõ trên sơ đồ nhiễu rađa.
-
Giai đoạn thành thục (hình 5.5b) - Xoáy hướng xoáy thuận quy mô vừa lan
xuống các mực thấp và dòng giáng mạnh lên ở tầng giữa và tầng thấp. Nhiễu
rađa khi đó tạo thành một dải bao quanh khu vực trung tâm trên mặt cắt ngang.
Điều đó chứng tỏ dòng thăng mạnh lên. Xuất hiện nhiễu rađa hình lưỡi câu chỉ rõ
dạng xoáy hướng xoáy vào tâm ổ dông thường ở phía trái theo hướng chuyển

động của dông. Mây hình ống và vòi rồng yếu thường xuất hiện trong giai đoạn
này. Tại mặt đất xuất hiện khu vực không khí lạnh tạo nên do sự bốc hơi nước
mưa. Khu vực này dần dần mở rộng và tạo nên front gió giật.

Hình 5.5.
Sơ đồ ngang (bên trái) và sơ đồ theo chiều thẳng đứng (bên phải) và các hiện tượng
mưa, mưa 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 uốn sát vào dòng thăng
chính. Đồng thời xoáy hướng xoáy lốc hình thành và đạt cường độ cực đại, tồn

126
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
hiểm là mưa đá, lốc và vòi rồng xảy 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
Mưa đá với các hạt đá có đường kính từ 3 mm đến trên 2 cm. Các hạt đá có thể rơi
riêng lẻ hay băng kết trong một khối gồm các hạt băng trong suốt hay hỗn hợp hạt băng
trong suốt và hạt băng mờ. Mưa đá hình thành trong mây đối lưu dạng siêu ổ. Hạt mưa
chỉ lớn lên trong dông cực mạnh với tốc độ dòng thăng lớn 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 mực thấp quá lạnh và khô và phần
giữa tầng đối lưu không đủ độ bất ổn định để dòng thăng phát sinh. Mưa đá cũng ít thấy
ở miền nhiệt đới do mực băng kết trong mây đối lưu ở quá cao.

Hình 5.6.
Mặt cắt thẳng đứng theo chiều bắc nam qua siêu ổ dông cho mưa đá quan trắc được ở

Raymer, Colorado. Đường liền nét là dòng khí thổi vào, dòng bốc lên cao và một 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 mờ là khu vực mở rộng
của mây và khu vực đậm là phản xạ rađa từ mây 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 vẽ. Cường độ
mưa đá được minh hoạ bằng đồ thị phía dưới hình vẽ Raymer, 1995)
Sự lớn lên đáng kể của hạt mưa đá đòi hỏi phải có dòng thăng lớn đặc biệt là gần
mực -10
o
C, 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 quỹ đạo của hạt băng trong dòng phải
dài.

127
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 đối lưu nó thường bị cản và giảm
tốc độ, trong đó gió giữ hạt băng không cho tăng tốc. Do mật độ của hạt băng biến đổi
không quá lớn, tốc độ của hạt băng chủ yếu phụ thuộc vào kích thước và dạng của hạt
băng. Để hạt băng có thể lớn tới 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 với 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. Tất nhiên, hạt băng
vẫn tiếp tục lớn lên khi nó rơi. Nhưng điều đó chỉ xảy ra ở phía trên lớp băng kết. Phía
dưới lớp băng kết này hạt băng bắt đầu tan.
Nelson (1980) đã đưa ra công thức tính
tốc độ cản của hạt băng rơi phụ thuộc vào
đường kính của hạt băng từ 5 mm đến 10 cm
(Hình 5.7). Ta thấy đối với những hạt băng rất
lớn, khoảng 4 cm hay lớn hơn có sự đứt đoạn
của tốc độ cản, lớn 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
lớn các hạt băng không có dạng cầu lý tưởng.
Tuy nhiên, các đại lượng chỉ trên đồ thị là tiêu
biểu cho phần lớn các hạt băng. Tốc độ cản
đối 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
rất mạnh có thể ngăn cản sự lớn lên của các
hạt băng lớn bằng cách để cho các hạt băng
phôi thai dịch chuyển quá nhanh do đó không
thể lớn lên một cách ổn định 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
thời gian thành hạt băng rất lớn và đi qua lõi của dòng thăng. Khu vực này thường lạnh
hơn là điểm hoá băng nhưng phần lớn các hạt trong khu vực này là các hạt nước quá lạnh
chứ không phải hạt băng. Những hạt nước quá lạnh này sẵn sàng về mặt nhiệt động lực
để ngưng kết khi có các hạt nhân đóng băng. Khi tiếp xúc với mầm 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 lớn lên "khô"); nếu quá trình hoá băng diễn ra
chậm thì các hạt nước có khả năng lan toả thành một lớp băng mỏng (sự lớn lên "ẩm").
Hình 5.7.
Đồ thị tốc độ gió cản V
T

tính theo phương trình
của Nelson. Lưu ý là đối với tốc độ cản khác
nhau có các hệ số cản C
D
khác nhau (Doswell,
1985)

128
5.5 VÒI RỒNG VÀ LỐC
Theo Ahren (1987) "Vòi rồng (Tornado) là khu vực gió xoáy với tốc độ rất lớn xung
quanh ống hẹp với khí áp rất thấp kéo dài từ dưới chân đám mây vũ tích cỡ lớn tới đất".
Nhìn từ dưới đất lên phần lớn gió trong các ống xoáy thổi ngược chiều kim đồng hồ và
rất ít khi thổi theo chiều kim đồng hồ. Bán kính trung bình của vòi rồng 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 rồng di chuyển với tốc độ tới 35m/s.
Phần lớn vòi rồng chỉ tồn tại vài phút và đi được quãng đường chừng 7km. Cũng có
trường hợp vòi rồng có thể tồn tại tới 7h và vượt qua quãng đường tới 470km. Các vòi
rồng có thể tạo nên chuỗi vòi rồng xuất phát từ cùng một đám mây dông.
Vòi rồng chỉ xuất hiện khi có dông mạnh, đặc biệt vào mùa xuân ấm, không khí ẩm
bề mặt nằm dưới lớp không khí lạnh, khô tạo nên khí quyển bất ổn định. Khi có độ đứt
gió thẳng đứng lớn, không khí mặt đất nóng ẩm bốc mạnh lên cao tạo dông mạnh và có
khả năng tạo thành vòi rồng. Trong ngày dông vòi rồng thường xuất hiện vào buổi chiều
từ 4-6h, khi lớp không khí sát đất có độ bất ổn định lớn nhất. Vòi rồng ít khi xuất hiện
vào buổi sáng sớm khi không khí sát đất có độ ổn định lớn nhất. Phần lớn trong vòi rồng
tốc độ gió nhỏ hơn 60m/s, và lớn nhất tới 110m/s. Tốc độ gió xác định theo sức tàn phá
của vòi rồng có thể tới 250m/s.
Tương tự như trong bão gió mạnh nhất trong vòi rồng cũng thấy rõ ở phần đằng sau,
phía phải của vòi rồng so với hướng chuyển động như minh hoạ trên hình 5.8.
Vòi rồng phát triển cùng với những đám mây dông mạnh, thường là dông siêu ổ. Vòi
rồng thường hình thành cùng với hệ thống mây dông trước front lạnh với profile nhiệt ẩm

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 ngược
chiều kim đồng hồ và tốc độ gió xoáy trong vòi rồng là 100kts như ở điểm D và C thì ở điểm D bên phải
tốc độ gió cộng thêm tốc độ gió là 150kts do cộng thêm tốc độ chuyển động của vòi rồng và tại điểm 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 rồng lớp ẩm lan từ mặt đất đến
mực 800mb, nghĩa là xấp xỉ 2km, phía trên là lớp không khí lạnh khô rất dầy, bảo đảm