129
tiềm năng đối lưu và lực nổi rất lớn. Lớp nghịch nhiệt phía trên mực 800mb đóng vai trò
một lớp kìm giữ đối lưu, ngăn giữ lớp ẩm mực thấp không bị lan tỏa mất ẩm. 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
giảm nhiệt độ của lớp này và tăng độ bất ổn định của khí quyển. Do tác động của front lạnh
lớp ẩm
Đáy
t
ầng
Hình 5.9.
Profile nhiệt ẩm điển hình trước khi hình thành dông mạnh tạo vòi rồng (γd, γw- gradien
đoạn nhiệt khô, gradien đoạn nhiệt ẩm)
dầy dưới mực nghịch nhiệt có thể được nâng lên cao. Nếu buổi sáng chỉ có những
cụm mây tích nhỏ thì gần trưa do lớp không khí phía dưới 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 đối 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
đồng hồ, xung quanh khu vực xoáy thuận quy mô vừa với mặt cắt rộng từ 5-10km. Quan
trắc bằng rađar Dopler cho thấy xoáy bắt đầu từ mực giữa cơn dông sau đó lan xuống
dưới. ống xoáy kéo dài tới mặt đất. Do bảo toàn mômen động lượng tốc độ xoáy sẽ tăng
lên. Khi ống xoáy kéo dài ra, không khí nóng ẩm xung quanh thổi vào khu vực áp thấp
của vòi rồng sẽ thăng lên và dãn nở, trong không khí xẩy ra ngưng kết hơi nước tạo mây
thành vòi rồng. Không khí phía dưới vòi rồng thổi vào vùng trung tâm, lạnh đi nhanh
chóng và ngưng kết, mây vòi rồng lan tới mặt đất và toả rộng như mô tả trên hình 5.10.
130
Hình 5.10.
Một số đặc điểm, cấu trúc liên quan với dông tạo vòi rồng
Trong khi các dòng khí xung quanh vòi rồng thổi xoáy và bốc lên cao, cuốn theo các
mảnh vỡ mà nó tàn phá thì quan trắc rađa Dopler cho thấy bên trong lõi vòi rồng mạnh là
chuyển động giáng xuống phía khí áp thấp mặt đất. Không khí giáng xuống 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 thổi vào vòi rồng tạo thành dòng xoáy tổng 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 rồng.
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 rồng. Cuộn
xoáy kéo dài từ chân mây vũ tích có thể tới đất hay không. Trước hết là giai đoạn sắp xếp
đặc trưng bởi vòi rồng nhìn thấy được đã tới mặt đất mặc dầu là đường tàn phá của vòi
rồng vẫn tiếp tục.
Trong giai đoạn thành thục vòi rồng có chiều rộng lớn nhất. Trong giai đoạn thu hẹp
thì vòi rồng giảm chiều ngang thành một cột rất mạnh. Giai đoạn tan được đặc trưng bởi
sự rút lui và đứt đoạn của vòi rồng nhưng vẫn còn sức tàn phá lớn. Chuyển động của
không khí trong và gần vòi rồng 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 bởi 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 rồng 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 ổn định xung quanh tâm lốc. Đó là các dòng khí với tốc độ rất lớn và để lại các
vệt tàn phá trên đường của cơn lốc.
131
H
Hình 5.11.
Quỹ đạo của vòi rồng trong các giai đoạn phát triển ở thành phố Union Oklahoma, chữ A-H chỉ các
khu vực tàn phá của vòi rồng (Golden và Purcell, 1978)
Đối lưu sâu (đối lưu mạnh và phát triển trong một lớp dầy) đóng một vai trò rất quan
trọng trong sự phát triển lốc và vòi rồng thông qua sự tương tác giữa đối lưu và dòng qui
mô lớn. Mưa trong dải mây của dông phần lớn có đặc tính đối lưu, tuy nhiên mưa cũng
có một phần là từ mây tằng với một lớp tan băng biểu hiện rõ trên màn hình rađa.
Hình 5.12.
Mô hình lốc với nhiều xoáy hướng xoáy hút (Fujita, 1981)
Vòi rồng khi tới mặt đất có thể tạo nên những cơn lốc trong cùng một thời điểm. Gió
trong các cơn lốc đều xoáy ngược chiều kim đồng hồ như xoáy thuận quy mô vừa mà
trong đó chúng phát triển. Tâm của hoàn lưu nằm đúng tâm của dải mây mắt dông, trong
đó những dải mây phía ngoài gồm có mây: mây đối lưu và mây tằng dạng xoắn hướng
tâm. Thành mây mắt dông thường quan trắc thấy dạng đối 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.
132
Hình 5.13.
Sơ đồ mặt cắt thẳng đứng nhiễu rađa qua tâm hệ thống mây dông có lốc (Jorgensen,
1982)
Thành mây mắt dông có trước và nằm ở gần tâm dông và thành mây mắt dông mới
nằm ở cách xa trung tâm dông. Thành mây mắt dông tồn tại thêm một thời gian. Shea
(1995) cho rằng chuyển động thăng cực đại và như vậy sẽ có sự phát triển mạnh nhất của
mây và mưa có liên quan với thành mây mắt dông có bán kính rất gần với bán kính của
khu vực tốc độ gió cực đại (Hình 5.13).
5.6 NHỮNG ĐIỀU KIỆN CẦN CHO SỰ PHÁT TRIỂN DÔNG
5.6.1 Điều kiện nhiệt động lực
Có ba điều kiện quan trọng nhất đối 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 nổi cần thiết làm cho phần tử đối lưu đạt mực đối lưu tự do; có độ bất ổn định ẩm
(CAPE) trong lớp dầy phía trên mực đối lưu tự do thúc đẩy dòng thăng đáng kể tới một
độ cao lớn (mực có nhiệt độ ≤ 20oC); cơ chế nâng (đôi khi còn gọi là cơ chế khởi đầu)
tạo nên một dòng thăng ban đầu bằng cách nâng một phần của không khí mực thấp đến
mực đối 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 đảm 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 phải chú ý đặc biệt
trong việc đánh giá cơ chế nâng.
Để dông hình thành cần phải có đủ hơi nước trong một lớp dầy 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 đối với miền ôn đới, điểm sương mặt đất ≥ 13oC thuận
lợi nhất đối với sự hình thành dông. Tuy nhiên, cũng có trường hợp dông phát triển với
133
điểm 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 đối 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
đối lưu khởi đầu tạo dông. Cơ chế nâng liên quan đến sự hội tụ gió do địa hình và trong
các hình thế synôp thuận lợi.
Để dông phát triển các phần tử khí khi đạt đến mực đối lưu tự do phải có được lực
nổi đủ lớn để duy trì dòng thăng đến các mực cao. Điều đó yêu cầu phải có không khí
môi trường phía trên mực đối 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 đoạn
nhiệt ẩm) trong một lớp dầy đáng kể. Để dông có thể hình thành thì cường độ bất ổn định
phải bảo đảm: tạo dòng thăng ít nhất là với tốc độ 10 m/s. Ở phần trên của đỉnh 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 khởi đầu đối lưu bao giờ cũng do một cơ chế nâng hỗ trợ vì khí quyển không bao
giờ có độ bất ổn định đủ lớn để mây đối lưu dầy 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 tới lớp đối 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 tính ổn 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 ổn định phía trên lớp
biên đã được làm yếu.
Quá trình phá vỡ lớp ổn định và khởi đầu được minh chứng bằng thực tế quan trắc là
dông thường phải có quá trình hình thành ở gần lớp biên hội tụ trong khoảng vài giờ. Đôi
khi dông không hình thành do có sự cản quá mạnh thì những đám mây tích hình tháp hẹp
tồn tại ngắn thường quan trắc thấy trong khu vực có dòng thăng mực thấp.
Ngoài ba điều kiện nói trên cần có một số điều kiện bổ sung sau đây:
a/ Lớp 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 ẩm 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 thuộc vào độ dày của lớp không khí khô từ mực LFC cuốn 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 mực 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 mực
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 km gần mặt đất có tốc độ ≥ 10 m/s có thể gây dông