1. 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 synôp, điều kiện đốt nóng và tác động của địa hình ..................18

2. 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 số tổng của tổng chỉ số (Total-total index).........................................30
5.10.4 Chỉ số nâng bề mặt (Surface lifted index - SLI) .......................................30
5.10.5 Số Richardson đối lưu ...............................................................................31
5.10.6 Chỉ số 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 Kỹ 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. 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 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 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.

4. 4
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.

5. 5
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.
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.

6. 6
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.
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

7. 7
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 2.10-3 s-1.Trong khi đó độ hội tụ trong quy mô synôp chỉ là 10-
6 -1
s . 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 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. 8
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 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

9. 9
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:
- 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

10. 10
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 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

11. 11
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.
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.

12. 12
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 cảnđối với tốc độ cản khác
của
có các hệ
ý là
CD khác 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").
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

13. 13
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 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

14. 14
Đáy
tầng
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.
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

15. 15
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.
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.

16. 16
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.
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

17. 17
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 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.

18. 18
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 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 lớn 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 động
thúc đẩy hơn là tác động ngăn cản hay phá vỡ giữa hai dòng này.
Độ đứt gió cũng là công cụ trong sự chuyển động của các ổ mây dông, ít nhất là làm
cho dông có thể theo kịp front gió giật. Điều đó tăng cường sự hội 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 đẩy front gió giật của chúng chính là một nhân tố rất quan trọng trong việc duy trì
sự ổn định tương đối của đường tố của dông và các siêu ổ. Profile thẳng đứng thích hợp đối
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 băng kết nhiệt xác định theo biểu ẩm phải đủ lớn vì chỉ có dưới mực
này thì các tinh thể băng mới có thể tan đáng kể và dòng giáng mới có thể được khởi
động. Độ cao này phải bằng hay thấp hơn lớp băng kết, đặc biệt là khi môi trường khô.
Giữa những mực này thì bất kỳ một sự tan của tinh thể băng nào cũng gây nên sự lạnh đi
do bốc hơi trên bề mặt của nó và tạo nên quá trình phục hồi băng kết từng phần. Hiện
tượng nhiệt động lực này có hệ quả quan trọng đối với các dòng giáng và cỡ của các hạt
mưa đá. Cả hai hiện tượng này đều chịu ảnh hưởng một cách đáng kể của sự tan của các
hạt băng và sự bốc hơi của nước lỏng.
5.6.2 Hình thế synôp, điều kiện đốt nóng và tác động của địa hình

19. 19
Như ta đã biết để dông có thể khởi đầu cần phải có tác động phá vỡ lớp kìm giữ đối lưu
và đẩy không khí lên cao, vượt qua lớp cản tới mực có thế năng có khả năng đối lưu dương
(CAPE dương). Tác động nâng ban đầu, thúc đẩy và duy trì dòng thăng có thể là tác động
hội tụ trong các hình thế synôp và tác động nâng cưỡng bức của địa hình. Sự phá vỡ lớp cản
đối lưu tương tự như sự bật tung của nắp ấm nước và đột ngột giải phóng năng lượng tạo
khởi đầu quá trình đối lưu
Hội tụ mực thấp thường có thể do những hệ thống qui mô vừa. Đôi khi sự hội tụ có thể
yếu và rất khó phát hiện nơi hình thành lớp bằng mạng lưới quan trắc thông thường, có
trường hợp khi dông xuất hiện trong môi trường nơi mà lớp ổn 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 kỳ ở trên cao liên quan với dòng xiết và rãnh
trên cao cũng có thể là các cơ chế khởi đầu. Chúng hỗ trợ cho môi trường đối 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 điều khiển bởi hoàn lưu địa phương. Bản thân sự nâng lên do địa hình không tạo nên
được dòng thăng khởi đầu nhưng hỗ trợ để phá vỡ lớp ổn định mực thấp. Quan trắc dông
hình thành phía trên các dãy núi cho thấy có sự phá vỡ độ ổn định do hội 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 đối lưu và do đó làm
tăng xác suất hình thành dông.
Sự hội tụ thuận lợi do sự hình thành dông có thể thấy trong bão, dải hội tụ nhiệt đới,
dọc theo front lạnh, sóng đông, sóng xích đạo…
Hội tụ gây nên do khu vực đồi núi tại địa 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. Hội tụ có
thể gây nên do ma sát dọc theo đường biển khi dòng khí đi vào đất liền thường chịu ma sát
lớn hơn của đất liền do đó tạo nên sự hội 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 chuyển
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 đối lưu (C:N). Người ta đã chứng minh
rằng profile nhiệt ẩm thể hiện trạng thái nhiệt ẩm trước dông, nhất là những profile nhiệt ẩm
của những thám trắc gần nhất, trong các thời điểm rất gần hoặc 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 hội tụ mạnh mực thấp và đốt nóng bề mặt ở khu
vực đó (Schaefer và Livingston, 1990). Tuy nhiên, điều 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 bởi
các quá trình trong dông.
Dông có thể hình thành trong nội bộ một khối khí nhưng cũng có thể hình thành trong
khu vực front lạnh ngăn cách các khối 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. 20
nhau về nguồn phát sinh của không khí tại các mực khác nhau.
Miler (1972) đã phân các dạng profile nhiệt ẩm trước dông thành bốn loại:
1. Dạng profile nhiệt ẩm “thắt ở lớp dưới”;
2. Dạng profile nhiệt ẩm nhiệt đới;
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 phối hợp của các dạng nói trên. Tuy
nhiên, sự phân chia này rất hữu ích trong việc xác định những cấu trúc nhiệt động lực dẫn
đến sự hình thành dông.
Hình 5.14.
Ví dụ điển hình về profile
nhiệt ẩm loại 1 - dạng thắt ở
lớp dưới. Cần lưu ý ở đây
tồn tại một lớp ẩm khá lớn ở
mực thấp, trên là lớp nghịch
nhiệt đối lưu chắn và còn
phía trên lớp này có gradien
thẳng đứng của nhiệt độ rất
nhỏ. Các cơn dông có lốc
xoáy xuất hiện 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 hỏi cơ chế
động lực để khởi đầu chúng, như đối với các siêu ổ. Ở mực dưới đường tầng kết nằm sát
đường điểm sương hình thành một lớp ẩm cản giữ đối lưu ở mực thấp tạo điều kiện tích luỹ
năng lượng và sẽ bùng nổ đối lưu. Khi có cơ chế nâng thích hợp lớp biên ẩm mực thấp (độ
ẩm tương đối đặc trưng lớn hơn 65%) và sự tăng nhanh của gradien đoạn nhiệt khô trên lớp
cản ổn định tích luỹ năng lượng cho một dòng thăng mạnh khi đối lưu bùng nổ. Không khí
khô phía trên lớp nghịch nhiệt tăng cường dòng giáng trong bất kỳ một cơn dông nào.
Profile nhiệt ẩm dạng 2 đặc trưng đối với một khối khí nhiệt đới với nhiệt độ đặc trưng
bề mặt vào buổi chiều lớn hơn 270 C, dung lượng ẩm cao ở tất cả các mực (Độ ẩm tương đối
lớn hơn 60%, cho đến độ cao hơn 6 km) và gradien đoạn nhiệt bất ổn định có điều kiện gần
bão hoà. Cơn dông xuất hiện trong môi trường như vậy sẽ có những dòng thăng vừa phải
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 đối lưu diện rộng. Đặc điểm của profile nhiệt ẩm loại này là
tồn tại một lớp không khí rất khô nằm phía trên lớp không khí ẩm, 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 đối lưu (CAPE) rất lớn. Khi lớp
không khí ẩm phía dưới do dòng thăng dưới tác động của nguyên nhân bất kỳ (do hoạt động
của front, dải hội tụ, hay địa hình) sẽ được lớp không khí khô bảo đảm lực nổi đủ mạnh để
nâng không khí nóng ẩm lên cao tạo mây tích. Profile nhiệt ẩm loại này có thể là điều kiện
cần để tạo ra những cơn dông rất mạnh. Trong một số trường hợp các cơn dông này có thể

21. 21
trở thành dông siêu ổ và tạo nên vòi rồng. Đường tầng kết và đường điểm sương trong
profile nhiệt ẩm loại này tạo nên một dạng như khẩu súng lục nên người ta còn gọi dạng
profile nhiệt ẩm này là profile “súng lục”.
Hình 5.15.
Ví dụ về profile nhiệt ẩm loại 2. Ở đây cho thấy sự thăng lên của một
phần tử khí (Phil Alford, 1995)
Hình 5.16.
Đường đậm nét biểu diễn các phần tử có khả năng giáng
xuống (Phil Alford, 1995)
Trên hình 5.16 biểu diễn một ví dụ về dạng này. Dòng giáng ẩm điển hình trong thám
trắc 3 giờ trước khi một dòng giáng bao quanh vị trí quan trắc có gió giật trong một trận
mưa rào. Ta thấy là lớp khô tác động như một nguồn thế năng của không khí lạnh giáng
xuống.
Biến dạng của profile nhiệt ẩm loại 2 là trường hợp tồn tại một lớp khô
mực giữa tầng đối lưu phía trên lớp bất ổn định có điều kiện ẩm dày (Hình 5.16). Các điều

22. 22
kiện có thể dẫn đến sự hình thành dóng giáng ẩm thậm chí là từ một ổ bình thường.
Hình 5.17.
Ví dụ về profile nhiệt ẩm loại 3 (profile nhiệt ẩm mùa lạnh) (Phil
Alford, 1995)
Profile nhiệt ẩm loại 3 là profile nhiệt ẩm trước dông trong không khí lạnh (Hình 5.17)
với đặc trưng là không khí lạnh hơn rất nhiều (nhiệt độ bề mặt từ 20oC), độ bất ổn định vừa,
đỉnh đối lưu nằm khá thấp (300-500 mb). Các dạng tầng kết này là khá phổ biến trong các
trường hợp sau front vào mùa lạnh.
Hình 5.18.
Một ví dụ về profile nhiệt ẩm loại IV-dạng chữ V ngược. Mô
tả mực đối lưu tự do và phần tử khí thăng lên. Đây là một
lớp có độ dầy cực đại (Bluestein, 1993)
Profile nhiệt ẩm loại 4 là dạng profile nhiệt ẩm “V ngược” (Hình 5.18). Đây là đặc tính
chung đối với các trường hợp hình thành dông khan trên lục địa. Nhờ có không khí khô cực
đại mực thấp, các cơn dông này bắt đầu phát triển ở độ cao rất lớn. Các dòng thăng trong
mây có thể có cường độ không lớn khi gradien đoạn nhiệt thẳng đứng đủ lớn nhưng mưa
trong trường hợp này không lớn, nhất là tại bề mặt. Thời tiết xấu phát triển từ môi trường
nhiệt động này là sự phá huỷ của gió bề mặt dưới dạng các dòng giáng khô.
Hình 5.19 đặc trưng cho một profile nhiệt ẩm phối hợp từ một số cơn dông xuất phát từ
dòng giáng khô. Ở Úc các profile nhiệt ẩm “V ngược” phát triển trong những khối không
khí khô (thường là trên các đảo) trong thời gian nóng trong năm. Vào buổi sáng sớm các

23. 23
thám sát có đặc trưng là nghịch nhiệt bức xạ mỏng ở bề mặt và sau đó bị tan đi do đốt nóng
vào ban ngày.
Hình 5.19.
Sự phối hợp 5 thám trắc buổi chiều đối với 5 dòng giáng khô tạo ra gió mạnh
(Colorado, USA, 0000 UTC, mùa hè từ Caracena và các cộng sự, 1989)
Khi xét các nhân tố nhiệt động lực gây dông theo các frofil nhiệt ẩm cần nhớ là dạng và
qui mô của sự phát triển dông phụ thuộc vào nhiều nhân tố chứ không chỉ là profile nhiệt
động môi trường và khi đánh giá các đặc trưng nhiệt động lực. Ta cần phải được đảm bảo
rằng bất kỳ một thám sát nào trong khu vực đều biểu diễn môi trường trước dông trong đó
đối lưu sẽ hình thành. Không khí khí quyển luôn chuyển động và cùng với chuyển động đó
là sự vận chuyển nhiệt ẩm theo chiều ngang và theo chiều thẳng đứng. Chính vì vậy profile
nhiệt ẩm cũng biến đổi theo thời gian. Việc xác định những nhân tố làm biến đổi profile
nhiệt ẩm rất cần trong dự báo điều kiện nhiệt động lực trước cơn dông sẽ được trình bày ở
hai mục tiếp theo.
5.8 CÁC NHÂN TỐ LÀM BIẾN ĐỔI PROFILE NHIỆT ẨM
Dự báo profile nhiệt ẩm là cơ sở cần thiết cho dự báo dông. Cần suy luận ra cấu trúc
nhiệt động lực giữa các profile nhiệt ẩm quan trắc được để dự đoán sự biến đổi theo thời
gian của cấu trúc đó cho thời hạn dự báo.
5.8.1 Các quá trình làm biến đổi profile nhiệt
Có thể mô tả sự biến đổi địa phương của nhiệt độ bằng phương trình:
∂T Q ⎛ ∂T ∂T ⎞
=− − ( γd − γ ) w − ⎜ u +v
∂t C pm ⎝ ∂x ∂y ⎟
⎠
ở đây
Cpm : nhiệt dung riêng của không khí ẩm với khí áp không đổi,
Q: tỷ lệ đốt nóng đoạn nhiệt,

24. 24
γd : gradien đoạn nhiệt khô,
∂T
γ− : gradien thẳng đứng của nhiệt độ môi trường,
∂z
w: tốc độ thẳng đứng.
Như vậy là sự biến đổi nhiệt độ địa phương phụ thuộc vào ba nhân tố: đốt nóng hay
lạnh đi đoạn nhiệt nhất là ở gần mặt đất, nơi lý thuyết đối lưu chất điểm không tính đến sự
cuốn hút của không khí từ bên ngoài vào hệ thống được giả thiết là không đáng kể, chuyển
động thẳng đứng và bình lưu nhiệt độ theo chiều ngang. Ta hãy xét từng nhân tố:
1. Sự đốt nóng hay lạnh đi đoạn nhiệt gây nên do sự bức xạ sóng dài hay sóng ngắn
trong mây hay trong khu vực quang mây, kết hợp với sự truyền nhiệt phân tử, xáo trộn rối
cơ học hay với xáo trộn đối lưu (đặc biệt là ở gần mặt đất), ngưng kết và bốc hơi gần mặt
đất hay trong mây, trong mưa. Quá trình lớn nhất ở đây là sự đốt nóng hay lạnh đi của
không khí sát mặt đất do sự đốt nóng mặt đất của bức xạ mặt trời hay sự phát xạ sóng dài từ
mặt đất, sự di chuyển của không khí phía trên làm mặt lạnh hay nóng. Sự lạnh đi do phát xạ
trong khu vực quang mây ước khoảng 1-2oC/ ngày ở phần giữa và phần trên tầng đối lưu.
2. Chuyển động thẳng đứng (do cưỡng bức địa hình hay cưỡng bức động lực học) dẫn
đến sự biến đổi đoạn nhiệt, bình lưu nhiệt độ theo chiều thẳng đứng và sự biến đổi gradien
thẳng đứng của nhiệt độ do sự nén hay dãn nở theo chiều thẳng đứng. Chuyển động thẳng
đứng đặc biệt có tác động biến đổi gradien nhiệt độ thẳng đứng ở mặt đất khi chuyển động
này mạnh.
3. Bình lưu nhiệt độ theo chiều ngang đóng vai trò quan trọng trong sự biến đổi cấu trúc
thẳng đứng của nhiệt độ. Hiệu quả của nó rất khó đánh giá do bình lưu nóng thường liên
quan với chuyển động thăng và ngược lại, đối với bình lưu lạnh. Bình lưu nhiệt độ có thể có
đặc tính bình lưu lạnh và bình lưu nóng, đối với các lớp khác nhau và có thể làm biến đổi
gradien 1oC/ km trong 3 giờ (Doswell, 1982). Theo số liệu thám sát gió ta có thể xác định
sự tăng, giảm của bình lưu nóng lạnh ở các tầng như chỉ dẫn trong chương 3 (Khí tượng
synôp phần cơ sở).
5.8.2 Những quá trình biến đổi profile ẩm
Sự biến đổi cá thể của độ ẩm riêng có thể được biểu diễn bằng phương trình:
∂q dq ⎛ ∂q ∂q ⎞ ∂q
= − ⎜u +v ⎟−w
∂t dt ⎝ ∂x ∂y ⎠ ∂z
ở đây:
q: độ ẩm riêng.
w: tốc độ thẳng đứng.
∂q ∂q
u + v : bình lưu ngang của độ ẩm riêng.
∂x ∂y
Trong vế phải: thành phần thứ nhất bao gồm những sự biến đổi theo thời gian, nó có thể
bao gồm cả sự biến đổi pha hơi nước trong phần tử mây và trao đổi rối của hơi nước. Các
thành phần khác là bình lưu ngang và bình lưu thẳng đứng của độ ẩm.

25. 25
Quá trình biến đổi pha làm biến đổi lượng ẩm gồm: quá trình tăng dung lượng ẩm do
chuyển động của phần tử khí khi có bốc hơi và sự thăng hoa của băng trong mây hay trong
không khí khi có mưa. Quá trình giảm dung lượng ẩm của phần tử đối lưu do ngưng kết hơi
nước hay băng tan trong mây. Sự trao đổi rối của hơi nước, bình lưu ẩm gồm cả sự trao đổi
rối giữa phần tử đối lưu và môi trường. Chuyển động thẳng đứng đóng vai trò quan trọng
trong sự biến đổi dung lượng ẩm của không khí, đặc biệt là ở các lớp không khí gần mặt đất
hay xung quanh mây. Độ ẩm riêng trong không khí sát mặt đất thường lớn hơn trong không
khí trên cao do bốc hơi từ mặt đất ẩm, hay thoát hơi từ thảm thực vật. Chuyển động rối, cơ
chế đối lưu hay cơ chế động lực tạo các xoáy rối gây nên sự trao đổi giữa không khí ẩm bốc
lên từ mực thấp với không khí khô giáng xuống từ trên cao. Cường độ của quá trình vận
chuyển hơi nước lên cao phụ thuộc vào: độ ẩm của mặt đất, gradien thẳng đứng của hệ số
trao đổi rối, độ gồ ghề của bề mặt, độ ổn định mực dưới, tốc độ gió gần mặt đất, độ đứt gió
mực dưới, và cường độ của lớp nghịch nhiệt tại đỉnh lớp xáo trộn.
Bình lưu ẩm theo chiều ngang làm biến đổi profile ẩm do chuyển động ngang của
không khí trong khí quyển với gradien ngang của hơi nước. Bình lưu ẩm theo chiều thẳng
đứng thường làm biến đổi dung lượng ẩm do chuyển động thẳng đứng của không khí trong
khí quyển với gradien thẳng đứng của hơi nước. Đôi khi quá trình này có thể được bỏ qua
∂q
khi xét điều kiện trước khi xảy ra đối lưu do gần bằng không trong lớp xáo trộn mạnh
∂z
và tốc độ thẳng đứng w gần mặt đệm cũng nhỏ.
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
Đặc trưng độ đứt thẳng đứng của gió có ý nghĩa quan trọng trong việc kiểm soát diễn
biến của dông trong môi trường nhiệt động lực nhất định. Độ đứt thẳng đứng của gió môi
trường trong lớp 6 km dưới cùng có liên quan với dông có sắp xếp. Nghiên cứu profile gió
có ý nghĩa quan trọng trong việc nhận biết khả năng phát triển siêu ổ dông và đường tố.
5.9.1 Toán đồ mô tả profile gió
Toán đồ gió là toán đồ trên tọa độ cực với đường nối các đuôi của vectơ gió tại các độ
cao, đường này còn được gọi là đường đầu tốc (Hình 5.20). Ở mỗi đầu vectơ có ghi rõ độ
cao.

26. 26
Hình 5.20.
Ví dụ toán đồ gió với các điểm chỉ tốc độ gió quan trắc được trên các độ cao. Chuyển
động quan trắc được hay dự báo được đánh dấu bằng vectơ S. Với vectơ S ta có thể
tính tốc độ gió tương ứng với dông (Phil Alford, 1995)
Toán đồ gió chính là hình chiếu của vectơ gió ở các độ cao lên trên một mặt phẳng. Mỗi
đoạn của toán đồ biểu diễn sự biến đổi của gió hay độ đứt thẳng đứng của gió giữa hai mực
(Hình 5.20). Toàn bộ toán đồ cho ta thông tin về profile thẳng đứng của gió, kể cả sự quay
của gió theo chiều cao và dạng quay theo chiều phải hay quay trái theo chiều cao và dạng
quay theo chiều cao của vectơ độ đứt thẳng đứng của gió theo chiều cao. Dông và sự
chuyển động của dông có thể được biểu diễn như một điểm trên toán đồ gió. Tiếp đó, gió
tương ứng với dông có thể được xác định một cách dễ dàng trên toán đồ gió bằng cách hình
dung vectơ gió (tương đối) kéo dài từ đầu vectơ chuyển động của dông.
Hình 5.21.
Mô tả toán đồ gió bằng tập hợp hình chiếu vectơ gió trên các độ cao
trên một mặt phẳng (Phil Alford, 1995)
5.9.2 Nguyên nhân xuất hiện độ đứt thẳng đứng của gió
Độ đứt thẳng đứng của gió xuất hiện do gió nhiệt đó là độ đứt thẳng đứng của gió địa
chuyển qua một lớp do sự phân bố không đều của nhiệt độ theo chiều ngang. Độ đứt thẳng
đứng của gió mạnh nhất ở miền ôn đới với gradien nhiệt độ theo hướng bắc nam lớn tạo đới

27. 27
gió tây mạnh, tăng cường theo chiều cao.
Trong lớp biên, theo chiều cao gió quay phải đến khi ma sát bằng không trên đỉnh lớp biên
thì vectơ gió tiếp tuyến với đường đẳng áp. Sự lạnh đi của phần trên lớp biên vào buổi chiều
làm tăng tốc độ gió và tăng độ đứt thẳng đứng của gió.
Các quá trình phi địa chuyển một phần do ma sát có thể gây ảnh hưởng lớn đến độ đứt
thẳng đứng của gió. Chẳng hạn, phân kỳ mực cao ở phía phải dòng xiết trên cao liên quan
với sự giảm khí áp mặt đất có thể dẫn tới sự hình thành hoàn lưu phi địa chuyển phía dưới
dòng xiết và tạo nên độ đứt thẳng đứng của gió địa chuyển.
5.9.3 Hiệu ứng của độ đứt thẳng đứng của gió đối với sự phát triển đối lưu
Các yếu tố đối lưu quy mô lớn với dòng thăng mạnh có liên quan với độ đứt thẳng đứng
của gió lớn. Vai trò quan trọng của độ đứt thẳng đứng của gió là ở chỗ nó giúp duy trì dòng
đi vào dông của không khí ẩm để "thúc đẩy" dòng thăng và thúc đẩy dòng giáng (Doswell,
1982). Độ đứt thẳng đứng của gió không chỉ duy trì các dòng không khí trong cơn dông
mạnh trong thời gian dài mà còn hỗ trợ, tách các dòng này riêng ra và thậm chí tương tác
hơn là cản trở sự phát triển của dông. Độ đứt thẳng đứng của gió là động lực di chuyển của
dông, duy trì front gió giật, làm tăng sự hội tụ ở front gió giật, khởi đầu dòng thăng. Khả
năng duy trì front gió giật là nhân tố quan trọng duy trì sự ổn định của dông đường tố và
dông siêu ổ. Độ đứt thẳng đứng của gió lớn nói chung làm giảm mưa trong dông do nó làm
tăng sự cuốn hút của không khí vào dòng thăng.
5.9.4 Mối liên quan giữa độ đứt thẳng đứng của gió với sự phát triển của dông
Profile gió thẳng đứng có liên quan với xoáy mực giữa trong dòng thăng dẫn tới khả
năng xuất hiện dòng thăng và duy trì sự tập trung xoáy trong lốc. Dòng đi vào mực thấp sau
đó nhập với dòng thăng. Quan hệ giữa độ đứt thẳng đứng của gió và loại dông được biểu
diễn trên hình 5.22. Đó là các toán đồ gió điển hình trong các trường hợp hình thành dông
tồn tại trong thời gian ngắn, dông mạnh đa ổ và dông mạnh siêu ổ tồn tại trong thời gian dài,
dông càng mạnh độ đứt gió càng phải lớn.
c/
Hình 5.22.
Toán đồ gió tổng hợp đối với môi trường trước dông của (a) Dông
thường tồn tại trong thời gian ngắn; (b) Dông mạnh đa ổ; (c)
Dông mạnh siêu ổ (Chisolm và Renick, 1972)
Loại profile gió trong môi trường dông mạnh đa ổ có độ đứt thẳng đứng của gió khoảng

28. 28
5 kts/km. Môi trường trong dông đa ổ có toán đồ gió thẳng nhưng có thể có nhiều biến
dạng.
Trong lớp dưới chân mây của môi trường dông siêu ổ có độ đứt thẳng đứng của gió lớn
hơn, trung bình là 14kts/km. Weisman (1982) cho thấy toán đồ gió trong trường hợp này
quay lớn hơn 90o theo chiều xoáy nghịch với tốc độ gió lớn hơn 20kts, có độ xoáy tương đối
khá lớn trong lớp 3 km dưới cùng.
Dùng profile gió kỳ quan trắc cuối của trạm cao không gần nhất có thể dự đoán sự biến
đổi của proflie gió trong tương lai. Ta cũng có thể dùng toán đồ gió phối hợp với kết quả
tính gió trên cao, tại mặt đất, biến đổi gió mặt đất, gió sườn núi, gió lớp biên. Cần lưu ý đến
sự biến đổi khí áp, sự quay của gió theo chiều cao và sự tăng cường của gió do dòng xiết
mực thấp.
5.10 CÁC CHỈ SỐ DỰ BÁO DÔNG
5.10.1 Nhận xét chung
Ngoài các frofil nhiệt ẩm người ta còn dùng một số chỉ số tổng hợp trong phân tích và
dự báo dông. Một số chỉ số dự báo dông được xác định bằng cách dùng tổ hợp các đại trưng
T (nhiệt độ), Td (điểm sương), θ (nhiệt độ thế vị), θe (nhiệt độ thế vị tương đương), r (độ ẩm
tương đối) v.v... tại các mực.
Hầu như tất cả các chỉ số đều là thước đo khả năng có dòng thăng hay dòng giáng hay
sự cản trở dòng thăng nhưng phần lớn chúng đều chứa rất ít các thông tin về loại thời tiết
đối lưu sắp tới. Các thử nghiệm xây dựng chỉ số cụ thể là rất cần thiết đối với bất kỳ một
trạm riêng lẻ nào, vì các giá trị của chỉ số thường biến đổi theo mùa và theo điều kiện địa lý.
Dưới đây là một số chỉ số thường được dùng trong các thực nghiệm phân tích và dự báo
dông hiện đang được sử dụng rộng rãi.
5.10.2 Thế năng có khả năng đối lưu (CAPE)
Có thể nói CAPE (Convective Available Potential Energy) là thước đo chính xác nhất
về cường độ dòng thăng đối lưu. Nó được biểu diễn như là năng lượng nổi tiềm năng theo lý
thuyết phần tử đơn thuần đối với một phần tử khí lớp biên khi nó được nâng lên từ mực đối
lưu nâng tự do (LFC) đến mực cân bằng (EL) (Hình 5.2) (Moncrieff và Green, 1972).
Biểu thức toán học của CAPE là:
EL
Tv '(z) − Tv(z)
CAPE = g ∫
LFC
Tv(z)
dz
trong đó Tv’ (z) là profile nhiệt độ ảo của phần tử khí bề mặt, nâng lên đoạn nhiệt bão
hoà từ mực đối lưu nâng tự do (LFC) hạt khí và Tv (z) là profile nhiệt độ ảo của môi trường
theo phương thẳng đứng. CAPE là kết quả tổng hợp của lực nổi từ mực LFC đến mực EL và
được biểu diễn trên toán đồ T nghiêng – logP là phần diện tích dương giữa đường trạng thái
(đường phần tử sẽ thăng lên) và profile nhiệt ẩm (đường nhiệt độ môi trường). Trên toán đồ
nghiêng (chẳng hạn toán đồ F160 Australian) thì 1 diện tích bằng 1cm2 có giá trị bằng 58J.
Thông thường người ta sử dụng nhiệt độ thường trong các công thức tính CAPE hơn là
nhiệt độ ảo như trong phương trình trên. Điều này có thể dẫn đến kết quả CAPE thấp hơn so
với thực tế đối với các môi trường có CAPE nhỏ và đối với các môi trường mà các mực

29. 29
thấp có độ ẩm lớn và mực giữa rất khô (một môi trường phổ biến đối với các cơn dông
mạnh).
Để chuẩn hoá việc tính toán CAPE, Doswell và Ramussen (1994) đã đưa ra phương
pháp dưới đây:
1, Chọn phần tử khí bất ổn định nhất tại mực thấp dưới 300 mb trong profile nhiệt ẩm
(dự báo).
2, Dựng đường nâng lên của các phần tử khí sử dụng đường đoạn nhiệt khô và đoạn
nhiệt ẩm.
3, Chuyển các profile nhiệt độ phần tử và profile nhiệt độ môi trường sang profile nhiệt
độ ảo.
4, Tính CAPE theo phương trình tính CAPE nói trên.
Độ lớn của CAPE có thể đạt đến 5000 J/kg hoặc cao hơn nhưng nói chung nó dao động
trong khoảng từ 1000-2000 J/kg đối với các môi trường có độ bất ổn định vừa và từ 2000-
4000 J/kg đối với các môi trường đối lưu mùa ẩm có độ bất ổn định lớn. Người ta nhận thấy
rằng CAPE là một chỉ số phân biệt các cơn dông mạnh và dông không mạnh rất tốt, đặc biệt
là với mưa đá (Ryan, 1992a). Đối với các cơn dông mùa ẩm: mưa đá lớn (≥ 2 cm) liên quan
đến CAPE lớn hơn 1500 J/kg, mưa đá rất lớn liên quan đến CAPE lớn hơn 2500 J/kg.
Dự báo viên cần lưu ý khi ứng dụng các chỉ tiêu nói trên, do sự tăng cường dòng thăng
trong các siêu ổ làm tan mưa đá. Trong mùa lạnh, các giá trị CAPE thường thấp hơn giá trị
điển hình, dao động trong khoảng từ 200-1000 J/kg do mực cân bằng (EL) nằm thấp hơn.
Nếu các ảnh hưởng của nhiễu động khí áp, lượng nước mang tới, sự đóng băng, lực ma
sát, sự xáo trộn và bồi hoàn do dòng giáng được bỏ qua, CAPE có thể có mối quan hệ trực
tiếp với vận tốc thẳng đứng cực đại của một phần tử khí có được khi lực nổi nâng hạt khí từ
mực đối lưu tự do LFC tới mực cân bằng EL:
1
Wmax = (2 x CAPE) 2 .
Chẳng hạn nếu CAPE có giá trị bằng 2500 J/kg thì có thể tính được độ lớn có thể của
dòng thăng là 70m/s. Tuy nhiên, các ảnh hưởng đã bị bỏ qua do lý thuyết phân tử được nhắc
đến ở trên có xu hướng làm giảm các ước lượng đến 50%.
Cường độ của các cơn dông có thể phụ thuộc lớn vào đại lượng CAPE. Ví dụ nhiều
thám sát nhiệt đới có CAPE rất lớn nhưng nó lại được phân bố trong một diện tích dương
dày và hẹp hơn so với profile nhiệt ẩm ở lục địa vĩ độ trung bình với cùng một CAPE. Do
đó, ảnh hưởng của lượng hơi nước mang vào, đặc biệt là trong các phần thấp của mây đối
lưu, thường tương đối lớn hơn so với các trường hợp nhiệt đới vì lực nổi yếu hơn.
Tương tự, các cơn lốc không có siêu ổ có khả năng hình thành lớn hơn trong các phần
dưới của mây đối lưu, nơi gradien của nhiệt độ thẳng đứng ngay trên mực đối lưu tự do
(LFC) đạt cực đại. Thậm chí đối với các lốc siêu ổ người ta có thể hình dung rằng gia tốc
lớn phía trên mực đối lưu tự do (LFC) sẽ duy trì trong thời gian dài và tập trung dòng xoáy
vào dòng thăng dưới mực đối lưu tự do (LFC) một cách có hiệu quả.
Cuối cùng cần lưu ý rằng CAPE rất dễ bị ảnh hưởng bởi tỷ lệ hỗn hợp được gán cho các
phần tử đối lưu. Chỉ cần tỷ số hỗn hợp tăng lên 1g/kg thì có thể làm CAPE tăng lên tới 20%
(Bluestein, 1993a) nếu không khí mực thấp rất ẩm.

30. 30
5.10.3 Chỉ số tổng của tổng chỉ số (Total-total index)
Chỉ số tổng các tổng chỉ số (Miller, 1972) được tính toán một cách dễ dàng từ các số
liệu thám sát tại mực chuẩn
TOTA = T850 + Td850 -2 T500
ở đây: T850 và T500 - nhiệt độ tại mực 850 và 500mb và Td850 điểm sương tại mực
850mb
Như tên của nó, chỉ số TOTA là tổng của chỉ số tính theo chiều ngang (CT) và chỉ số
tính theo chiều thẳng đứng (VT).
CT = Td850 - T500
VT = T850 -T500
trong đó chỉ số CT rất ít khi được sử dụng.
Khả năng hình thành dông tương ứng với các giá trị của TOTA được tổng kết như sau:
TOTA
44-45 Đối lưu có thể xảy ra
46-49 Dông đơn lẻ hay một số dông thường
50-55 Nhóm dông thường
≥56 Nhóm dông thường cho đến dông mạnh đơn lẻ và nhiều dông thường với dông
mạnh từng nhóm
Tóm lại: TOTA>44 có khả năng xảy ra dông. TOTA≥ 56 có khả năng xảy ra dông
mạnh.
Cần thận trọng khi sử dụng TOTA được tính từ các thám sát riêng lẻ vì môi trường tại
mực 850 mb có thể không tiêu biểu cho dòng đi vào của một cơn dông bất kỳ và nhiệt độ tại
mực 500 mb có thể không phải là đại biểu chung của lực nổi của phần tử khí (ví dụ các cơn
dông trong không khí lạnh hình thành trong các môi trường trong đó đỉnh tầng đối lưu nằm
thấp hơn mực 500 mb).
Chỉ số các tổng thẳng đứng (VT) là sự giảm nhiệt độ từ mực 850 mb đến 500 mb. Do
đó, nó là một thước đo bất ổn định có điều kiện trên lớp biên và rất có lợi, nhất là khi điểm
sương tại mực 850 mb không có tính đại biểu hoặc khi trong mô hình dự báo điểm sương ở
mực 850 mb bị cho là đáng nghi ngờ. Nghiên cứu các tầng kết trước dông cho 1500 trường
hợp ở Sydney (Alford, 1992) và các tầng kết trước dông cho 900 trường hợp ở Melbourne
(Gigliotti và các cộng sự, 1992) cho thấy các cơn dông bắt đầu vào buổi chiều muộn có thể
xảy ra ở Sydney giữa tháng 11 đến tháng 3 cho 1500 trường hợp với VT > 25 và TOTA >
44. Các cơn dông sau buổi sáng và buổi chiều có thể xuất hiện ở Melbourne trong 900
trường hợp VT >22 và TOTA>40.
Gigliotti đã chỉ ra rằng chỉ số TOTA cần được sử dụng một cách có giới hạn khi lớp
mây bên dưới khô và chỉ số này không dùng dự báo cường độ của các
cơn dông.
5.10.4 Chỉ số nâng bề mặt (Surface lifted index - SLI)
Tất cả các chỉ số ổn định nói trên đều có nhược điểm chung đó là việc chúng chỉ có giá trị
tại 00 UTC và 1200 UTC đối với một vài trạm có phản hồi rađa đủ trên một diện rộng (trung
bình là >480 km). Điều này gây khó khăn cho các dự đoán chi tiết để xác định những vùng có