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

Chia sẻ: Qwdwqdwqd Dqwdqwdqwd | Ngày: | Loại File: PDF | Số trang:16

Thêm vào BST

Báo xấu

73
lượt xem 5
download

Download Vui lòng tải xuống để xem tài liệu đầy đủ

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.

Chủ đề:

Bình luận(0) Đăng nhập để gửi bình luận!

Lưu

Nội dung Text: Khí tượng học synốp (Phần nhiệt đới) - Trần Công Minh Phần 8

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. Hình 4.26. Các quỹ đạo bão trong mô hình vòng gió mùa (Car Các qũy đạo bão trong mô hình bão kép (Car III.L.E, 1997) III.L.E, 1997) G: Tâm vòng gió mùa - - - - Ranh giới khu vực - - - - Ranh giới khu vực Khu vực tốc độ gió cực đ ại 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 14oN, 115,5oE, ở vùng trung tâm khí áp thấp nhất Pmin=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 13,5oN và 114,4oE, 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 Ci 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 (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 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 45o 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 2.10-3s-1.Trong khi đó độ hội tụ trong quy mô synôp chỉ là 10-6s-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 -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 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 Hình 5.7. rất mạnh có thể ngăn cản sự lớn 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 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").
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