Chương Ước lượng mưa radar thời tiết 3.1 Một số kiến thức mưa 3.1.1 Một số khái niệm mưa Các giọt nước tinh thể băng rơi từ khí xuống mặt đất gọi giáng thuỷ Thông thường gọi chung loại giáng thuỷ lỏng (thực ra, có có giáng thuỷ rắn) mưa tiện ta giữ cách gọi Đới mưa đặc trưng loạt tham số: dạng kích thước, tốc độ di chuyển, thời gian tồn tại, phát triển pha, cấu trúc 3.1.1.1 Một số loại mưa thường gặp Người ta chia loại mưa sau [1]: Mưa phùn: mưa tương đối đồng tạo từ số lượng lớn hạt nhỏ (có bán kính nhỏ mm) Mưa phùn rơi từ mây tầng (St) mây tầng tích (Sc) sương mù tan Cường độ mưa phùn không vượt 0,25 mm/h, tốc độ rơi hạt không khí tĩnh từ 0,3 đến 2m/s Độ trải nằm ngang đới mưa tới hàng trăm trí hàng nghìn kilômét Hầu hết trận mưa xảy vào mùa chuyển tiếp năm Mưa dầm (mưa thường): rơi từ mây tầng tích front Các mưa tạo lên có trật tự không khí Độ rộng đới mưa khoảng vài chục đến vài trăm kilômét, độ dài đến vài trăm chí nhiều nghìn kilômét Bán kính hạt mưa dầm dao động từ 0,5 đến 1,5 mm tốc độ rơi chúng từ đến 6m/s Trong mưa dầm thường quan sát cách đồng thời hạt có kích thước không đồng Mưa rào: rơi từ mây vũ tích front khối không khí nội Thời gian kéo dài chúng ngắn mưa dầm lại cho lượng ẩm lớn đơn vị thời gian Khi mưa mạnh, bán kính hạt khoảng 2-2,5 mm, tốc độ rơi từ đến 9m/s Cường độ mưa rào, đặc biệt mưa rào front thường mạnh Mưa đá: dạng giáng thuỷ nguy hiểm Nó hình thành mây vũ tích khối không khí front Các quan trắc nhiều năm cho thấy số ngày có mưa đá phụ thuộc vào mặt đệm (ở vùng núi nhiều vùng đồng bằng) Mưa đá thường xảy vào thời gian sau buổi trưa mà đối lưu nhiệt phát triển cực đại phân bố lÃnh thổ không đồng Mưa đá thường kéo dài khoảng phút, từ đến 15 phút Trong mục sau mô tả chi tiết dạng mưa Mưa tuyết: dạng giáng thuỷ rơi xuống dạng tinh thể tuyết hay băng có hình dạng khác nhau, hay gặp dạng hình sáu cánh tuyết lớn nhiỊu tinh thĨ liªn kÕt víi Tinh thĨ lớn tuyết có đường kính tới 10 mm, tuyết lớn có đường kính đạt tới 8-10 cm Tuy nhiên, thực tế tồn mưa hỗn hợp nước ta có mưa tuyết Theo cấu trúc, mưa chia thành mưa đối lưu đơn ổ, mưa đối lưu đa ổ mưa dạng tầng 3.1.1.2 Một số đặc trưng Các đặc trưng thương dùng để đánh giá mức độ mưa quy mô, cường độ mưa lượng mưa: - Quy mô: Trong nghiên cứu khí tượng radar, người ta coi trận mưa rơi diện tích lớn 104 km2 với thời gian tồn chúng đạt đến 10 có quy mô sy nốp Các trận mưa trải dài từ 50 đến 80 km diện tích từ 103 đến 104 km2 (với thời gian tồn thường từ đến giờ) coi có quy mô trung bình (mesoscale) Các trận mưa trải diện tích nhỏ 103 km2 coi có quy mô nhỏ Vùng mưa có độ trải từ ®Õn km víi diƯn tÝch tõ ®Õn 10 km2 tồn số phút coi mưa ổ Hầu tất mưa nhiệt đới khoảng nửa số mưa vĩ độ trung bình gây đối lưu dạng ổ - Cường độ mưa: Cường độ mưa I mức định, tức khối lượng nước rơi xuống đơn vị diện tích đơn vị thời gian, phụ thuộc vào nồng độ giọt nước mưa, phổ kích thước tốc độ rơi chúng Cường độ mưa phụ thuộc vào thời gian địa điểm rơi: I( x, y, t ) π π D 3N D ( x, y, t ) v( D )  u * ( x, y, t ) dD  60    DMax  D N v(D)  u D *  ( x, y, t ) dD (3.1) Dmin v(D) tốc độ rơi giọt mưa, u*(x,y,t) tốc độ thẳng đứng dòng không khí (đối với dòng thăng có giá trị dương), DMax Dmin đường kính cực đại cực tiểu giọt mưa, ND(x,y,t) hàm mật độ phân bố hạt mưa theo đường kính D (số hạt mưa đơn vị thể tích không khí có đường kính nằm khoảng từ D đến D +1 mm) Tốc độ rơi giới hạn (cực đại) hạt n­íc m­a v(D) lµ hµm sè phơ thc vµo kÝch thước hạt dạng v(D)=D, (3.2) hệ số thực nghiệm Theo tác giả khác nhau, có giá trị khác nhau, chẳng hạn theo Atllass Ulbrich (1977) = 1767 cm0,33/s, = 0,67, theo Nguyễn Hướng Điền (2005), giá trị ,1 T0   ρ  519     T  ρ    0, m0,2/s 0,8 tương ứng, T nhiệt độ mật độ không khí điều kiện xét, T0 đại lượng điều kiện tiêu chuẩn Như vậy, lên cao khí nơi có mật độ không khí nhiệt độ thấp hơn, tốc độ rơi tăng lên Trong tính toán thực tế, người ta đơn giản hoá cách đáng kể công thức (3.1) cách chấp nhận mưa đồng không gian thời gian, u*= Khi đó, kết hợp (3.1) với công thức (3.2) ta nhận được: DMax I D 3β N D dD D  (3.3) M­a cã c­êng ®é I tõ 0,6 ®Õn 3,0 mm/h thường mưa dầm, I > mm/h – m­a rµo Ngoµi ra, cã thĨ lÊy c­êng độ mưa trung bình (Itb) cực đại (Imax) làm đặc trưng cho mưa - Lượng mưa (tích luỹ): Lượng m­a tÝch l hay tỉng l­ỵng m­a R khÝ đo độ dày lớp nước hình thành mặt nằm ngang liên tiếp băng tan điều kiện nước không chảy, không bay không thấm qua bề mặt Nó liên hƯ víi I qua hƯ thøc: t2 R   I(t )dt , t1 (3.4) t1 t2 thời gian bắt đầu kết thúc mưa R thường tính mm 3.1.1.3 Phân bố số hạt mưa theo kích thước hạt Sự phân bố số hạt mưa theo kích thước hạt đà nghiên cứu rộng rÃi từ 30 40 năm qua Qua trình nghiên cứu đà hình thành nên số kỹ thuật triển khai lấy mẫu phân bố kích thước hạt mưa như: - Phương pháp xử lý mẫu hạt nước giấy lọc quÃng thời gian t - Xử lý mẫu hạt rơi qua thể tích chiếu sáng quÃng thời gian t - Phân tích ảnh chụp băng ghi hình mẫu hạt Đối với phương pháp phân tích ảnh chụp đòi hỏi phải chụp khối mưa với độ phân giải đủ cao để đo giọt mưa riêng biệt Trên sở kết thu dạng phân bố hạt mưa theo kích thước hạt tính cách dễ dàng yếu tố liên quan cường độ mưa (mm/h), hàm lượng nước lỏng (g/m3) độ phản hồi vô tuyến (mm6/m3) Dưới ta xét hàm phân bè sè h¹t m­a theo kÝch th­íc S Marshall W Palmer đưa Hình 3.1 trình bày ba phân bố theo kích thước hạt thu Ottawa đà J S Marshall W Palmer (1948) sử dụng để tìm mối quan hệ mật độ phân bố số hạt mưa theo kích thước ND (số hạt đơn vị thể tích không gian khoảng đơn vị kích thước hạt (trên mm)) với kích thước hạt D cường độ mưa I) Hình 3.1 Hàm phân bố kích thước hạt Marshall Palmer có đối chiếu với kết Laws Parsons (theo Marshall Palmer, 1948) Nhìn hình vẽ, ta thấy cường độ mưa I không thay đổi lnND phụ thuộc tuyến tính vào D (lưu ý hình trục tung lấy theo thang độ logarit) dạng ln N D ln N D (3.5) - hệ số góc đường đồ thị Từ ta suy ra: ND = N0e-D (3.6) Theo tính toán S Marshall W Palmer, N0 = 8000 hạt/(m mm) tham số chuẩn, D đường kính hạt tính mm, tham số phụ thuộc vào I, cho bởi: = 4,1I -0,21 (3.7) I cường độ mưa tính mm/h Như hàm mật độ phân bố Marshall – Palmer cã thĨ viÕt d­íi d¹ng [6]: N D  N e 4,1D I 0 , 21 (3.8) Dùng quan hệ tính ND (số hạt đơn vị thể tích đơn vị khoảng kích thước hạt) ứng với đường kính hạt D cường độ mưa đặc trưng Sau đó, hàm mật độ phân bố dùng để tính độ phản hồi radar hàm lượng nước lỏng mưa 3.1.2 Phân cấp cường độ mưa Radar cung cấp thông tin định lượng mưa với độ phản hồi radar từ mưa, biến đổi từ khoảng 20 dBz (100 mm6/m3) đến 50 dBz (100000 mm6/m3) Độ phản hồi cao, đạt đến 75 dBz đo mưa dông, độ phản hồi cao 55 dBz lại thường gắn liền với mưa đá Các xử lí radar phân tích khác nhỏ mức độ phản hồi Nhiều radar có dải phản hồi rộng đến 90dBz Người ta thường chia dải thành 256 phần cho độ phân giải cỡ dBz khoảng đo Thực ra, lúc cần độ phân giải cao Cơ quan Khí tượng Quốc gia Hoa Kì (NWS) [6] đà chia dải phản hồi mưa dông (storm) thành số khoảng nhỏ Trong thực tế, người ta đà chia độ phản hồi thành khoảng sở cường độ mưa không lấy theo giá trị tròn độ phản hồi Bảng 3.1 cho phân cấp cường độ mưa độ phản hồi tương ứng: Bảng 3.1 Phân cấp cường độ mưa độ phản hồi Cấp Cường độ mưa (mm/h) Độ ph¶n håi (dBZ) 0,25 0,64 1,27 3,18 6,35 10,16 29,5 35,9 40,7 47,0 51,9 55,1 3.1.3 Mưa đá Mưa dạng đá có đường kính mm gọi mưa đá Hầu hết xảy dông rơi từ trận mưa sấm chớp Mặt khác nhiều dông gây chớp sấm mưa đá Một số tác giả cho 85 % dông có mưa đá Mưa ®¸ cã cÊp ®­êng kÝnh tõ mm ®Õn 10 cm Giống giọt mây giọt nước, hạt mưa đá có kích thước khác phụ thuộc vào trận mưa tạo Vì kích thước hạt mưa đá biến đổi nhiều từ đá nhỏ đến lớn, rơi với tốc độ phụ thuộc vào kích thước chúng, nên chúng thường không rơi lúc, mà lúc đầu hạt đá lớn rơi trước, hạt đá nhỏ dần Tốc độ giới hạn mưa đá phụ thuộc vào đường kính hạt đá mật độ không khí mà vào dạng hạt (tức "hệ số cản" nó) Việc đo tính toán tốc độ giới hạn mưa đá cho thấy tốc độ giới hạn hạt đá biểu thị quan hệ luü thõa Vt  D  gièng nh­ ë c¸c hạt nước, nhiên số thực nghiệm , nhận giá trị khác, đặc biệt có giá trị nhỏ so với hạt nước lỏng Theo Mason Huggins [1] = 112,45 cm0,5/s = 0,5 áp dụng cho mức gần mặt đất Càng lên cao khí nơi có mật độ không khí thấp hơn, tốc độ giới hạn tăng vậy, giá trị thay đổi Độ phản hồi từ mưa đá phụ thuộc vào bề mặt bên ướt hay khô có nước bên hạt đá xốp (tức mưa đá mềm xốp) Mưa đá khô có độ phản hồi thấp so với mưa đá ướt có kích thước Cũng vậy, độ phản hồi từ hạt đá thay đổi rơi từ phía mức tan băng xuống phía mức Điều kết khác số điện môi đá nước Sự phức tạp cuối mưa đá thường đủ lớn để không áp dụng điều kiện tán xạ Rayleigh, mà phải áp dụng điều kiện tán xạ Mie Đối với radar có bước sóng cm, hầu hết tất mưa đá vùng Mie Các hạt đá nhỏ phát b»ng radar b­íc sãng 10 cm vÉn ë vïng Rayleigh hạt đá lớn vùng Mie Tuy nhiên, đặc điểm quan trọng nhờ mà người ta phát mưa đá nhờ kĩ thuật radar hai bước sóng (sẽ nghiên cứu thêm tiết sau) 3.2 Sử dụng radar để phát mưa Khi hoạt động, radar phát nhanh vùng mưa rào dông phạm vi khoảng 120 km từ nơi đặt trạm radar tuỳ theo khả loại radar Chẳng hạn, radar MRL-2 MRL-5 Nga phát vùng mưa đến độ xa từ 90 đến 120 km, radar Nhật Bản 80 120 km, Các vùng mưa thị quét tròn thường lẫn với vùng mây chưa cho mưa, thị quét đứng khác: vùng mưa có ảnh phản hồi sát xuống đến mặt đất, ảnh phản hồi mây lơ lửng cao Tuy nhiên, cần lưu ý có điều kiện siêu khúc xạ khí ảnh phản hồi vùng mưa bị nâng lên cao, có điều kiện khúc xạ yếu (dưới chuẩn) ngược lại, ảnh phản hồi bị hạ thấp xuống mức mặt đất thị quét đứng Việc phát vùng mưa tiến hành cách đo độ phản hồi radar Z độ cao xác định (gọi H1 thường lấy km) so với mặt đất phía mức băng tan phạm vi phát radar đồng thời nhận dạng vùng mưa theo ngưỡng (chỉ tiêu) Z mưa (vùng có Z vượt tiêu vùng có mưa) Chẳng hạn, tồn ảnh phản hồi vô tuyến (PHVT) hỗn hợp tầng tích, dấu hiệu để phân biệt vùng có mưa dầm là: Giá trị ®é ph¶n håi lgZ3 ë møc H3 (®é cao mùc 00C + km) nhỏ nhiều (khoảng từ 0,6 ®Õn 18 Z tÝnh mm6/m3) so víi gi¸ trị ổ mây tích; Giá trị độ phản hồi mức H2 (độ cao mực 00C) lớn nhiều giá trị mức H3 (chẳng hạn, đối víi MRL-2 vµ MRL-5 cđa Nga lgZ2 – lgZ3 > 2); Tồn dải sáng khoảng c¸ch 90 120 km Nãi chung, thùc tÕ quan trắc, đo độ phản hồi để phát vùng mưa phải chọn góc cao hợp lí anten radar 3.3 Sử dụng radar để ước lượng mưa Một nh÷ng øng dơng sím nhÊt cđa sè liƯu radar khí tượng để đo mưa Từ lâu, nhiều phương pháp đo mưa radar đà đưa ra, có ba phương pháp sau: 1/ Đo cường độ xạ phản hồi (tức độ phản hồi radar) 2/ Đo suy yếu lượng radar mưa 3/ Đo suy yếu độ phản hồi tạo đồng thời hai bước sóng Kĩ thuật phát triển rộng rÃi dựa sở sử dụng độ phản hồi radar (phương pháp thứ nhất) Trong vài năm gần đây, người ta đà tập trung đầu tư nhiều vào nghiên cứu khả sử dụng việc đo độ phản hồi vào ước lượng mưa theo góc độ khác Phương pháp thứ phát triển áp dụng rộng rÃi nhờ thuận lợi thực hành Đối với phương pháp thứ hai, xạ với bước sóng nhỏ cm bị suy yếu mạnh mưa, mối quan hệ mức độ suy yếu tÝch c­êng ®é m­a víi kÝch th­íc ngang cđa vïng m­a däc theo h­íng trun sãng cđa radar hÇu nh­ tuyến tính [1] Thực tế sử dụng để đo cường độ mưa trung bình điểm đầu cuối của quÃng đường mà sóng truyền qua Song, khó khăn thực tế việc tạo độ phân giải không gian tốt để đo tất cường độ mưa nên kĩ thuật không phát triển cho sử dụng tác nghiệp Phương pháp thứ ba đưa Nga Hoa Kì, đòi hỏi phải nghiên cứu thêm trước đưa vào áp dụng Do vậy, mục ta xét hai phương pháp đầu 3.3.1 Sử dụng độ phản hồi vô tuyến quan trắc radar để ước lượng cường độ mưa Như đà nêu, độ phản hồi radar Z xác định số lượng hạt đơn vị thể tích, phân bố hạt theo kích thước số khúc xạ phức chúng Vì cường độ mưa (I) độ ph¶n håi radar (Z) cïng cã quan hƯ víi sè lượng hạt đơn vị thể tích phân bố hạt theo kích thước, đó, hiển nhiên chúng có mối quan hệ Thực vậy, người ta đà sử dụng kết đo phân bố hạt thực nghiệm để tính độ phản hồi radar cường độ mưa Ta xét ví dụ để thấy rõ cách tính Giả sử m3 không gian có 600 hạt nước lỏng, đường kính D = mm Trong không khí tĩnh, hạt có tốc độ rơi khoảng m/s Từ ta dễ dàng tính cường độ mưa độ phản håi v« tuyÕn nh­ sau:   m m mm mm I  N.D v  600 / m 10 3 m  .4.10 7  0,00126  4,52 6 s s s h      Z  K N.D  0,93 600 / m 1mm   558 mm / m , cßn Z'  10 lg Z  10 lg 558 ( dBz)  27,5 dBz Mèi quan hƯ to¸n häc độ phản hồi cường độ mưa mối quan hệ thực nghiệm Marshall Palmer đưa vào năm 1948 có dạng Z = AIb (3.9) I cường độ mưa (mm/h), Z độ phản hồi vô tuyến mà radar thu từ vùng mưa (mm6/m3), A b hệ số thực nghiệm Mối quan hệ sử dụng rộng rÃi Marshall Palmer đưa có A = 200 vµ b = 1,6, tøc lµ: Z = 200I1,6 (3.10) Công thức hình thành sở nhiều công trình nghiên cứu thường cài đặt mặc định radar để tính cường độ mưa I từ độ phản hồi radar Z Như vậy, radar phương pháp hữu ích để đo mưa vùng rộng lớn quan hệ Z I trụ cột cho phương pháp Cách đo Z radar đà đề cập đến chương 2, nhắc lại nét Năng lượng phản xạ ngược từ hạt mưa vùng mưa bên mặt đất nhiều độ xa (range) đến 100 km góc hướng khác nhau, có liên quan đến cường độ mưa Ta biết rằng, với điều kiện vùng mưa lấp đầy khối xung C Z Pr r2 L a r (3.11) Pr công suất phản hồi trung bình thu từ mưa khoảng cách r ; La độ truyền qua sóng khÝ qun; Cr lµ h»ng sè radar (mét hµm cđa tham số radar) Từ giá trị Pr thu được, radar tự động khuếch đại lên r2 lần để thu CrLa độ phản hồi vô tuyến Z Sau đó, áp dụng công thức thực nghiệm dạng (3.9) ta dễ dàng xác định cường độ mưa I Khó khăn phương pháp hệ số thực nghiệm A b công thức (3.9) không ổn định mà phụ thuộc vào hàm phân bố hạt mưa theo kÝch th­íc, tøc vµo ND Ỹu tè nµy thay đổi nhiều theo không gian thời gian trận mưa Do mà công thức (3.10) Marshall Palmer đưa nhiều lúc dẫn đến sai số lớn việc ước lượng mưa So sánh hai trường hợp ví dụ ta thấy rõ điều - Trường hợp 1: Giả sử m3 không gian có 729 hạt nước láng cã cïng ®­êng kÝnh D = mm Trong không khí tĩnh, hạt có tốc độ rơi khoảng m/s Từ ta tính cường độ mưa độ phản hồi vô tuyến sau: m m mm mm   I  N.D v  729 / m 10 3 m  1,528.10 6  0,001528  5,50 6 s s s h      Z  K N.D  0,93 729 / m 1mm   678 mm / m , cßn Z'  10 lg Z  10 lg 678 (dBz )  28,3 dBz - Tr­êng hợp 2: Giả sử m3 không gian có hạt nước lỏng có đường kính D = mm Trong không khí tĩnh, hạt có tốc độ rơi khoảng m/s Tương tự trên, ta tính cường độ mưa độ phản hồi v« tuyÕn nh­ sau:   mm mm m m  9,9.10 5  0,36 I  N.D v  / m 3.10 3 m  9,9.10 8 6 h s s s      Z  K N.D  0,93 / m 3mm   678 mm / m , vµ Z'  10 lg Z  10 lg 678 (dBz ) 28,3 dBz So sánh hai trường hợp ta thấy chúng có độ phản hồi vô tuyến, cường độ mưa khác hẳn Vì vậy, nhiều giá trị A b đà đưa (xem bảng 3.2) Ngoài ra, quan hệ Z I khác nhiều không khí tĩnh so với không khí có chuyển động thẳng đứng Trong không khí có chuyển động thăng với tốc độ m/s kết ước lượng cường ®é m­a b»ng radar cã thĨ lín h¬n 100 % so víi thùc tÕ Khi sư dơng quan hƯ I Z để đo mưa, việc sửa đổi A b cho thích hợp tỏ không phức tạp, nhiên, công thức có sai số lớn, nguyên nhân nêu trên, nhiều nguyên nhân khác mà ta xét mục 3.5 Cho loại mưa có hàm phân bố hạt theo kích thước riêng, người ta đà xác định nhiều cặp giá trị A b phương trình dạng (3.9) cho loại mưa Battan (1973) đà liệt kê 60 quan hệ I Z Mỗi phương trình thích hợp với hoàn cảnh cá biệt May mắn, hầu hết quan hệ không khác nhiều cường độ mưa nằm khoảng từ 20 đến xấp xỉ 200 mm/h Tuy nhiên, có trường hợp khó xếp vào loại mưa hỗn hợp (lỏng lẫn với đá, tuyết) Quan hệ điển hình kiểu mưa khác cho bảng 3.2 Bảng 3.2 Các quan hệ thực nghiệm điển hình độ phản hồi Z (mm6/m3) cường ®é m­a I (mm/h) (theo Battan, 1973) Quan hÖ thùc nghiệm Z I Z = 140 I 1,5 Kiểu mưa Tham khảo Mưa phùn Joss người kh¸c (1970) Z = 250 I1,5 M­a diƯn réng Joss người khác (1970) Z = 200 I1,6 Mưa dầm Marshall Palmer (1948) Z = 31 I 1,71 Mưa địa hình Blanchard (1953) Z = 500 I1,5 Mưa dông Joss người khác (1970) Z = 485 I1,37 M­a d«ng Joss (1956) Z = 2000 I2.0 M­a tuyết lớn Gunn Marshall (1958) Z = 1780 I2.21 Mưa tuyết Sekhon Srivastava (1970) Tháng 12/1999, Cơ quan Khí tượng Quốc gia Hoa Kì đà hướng dÉn r»ng radar WSR-88D hä s¶n xuÊt ph¶i chän phương trình Z I trình bày bảng 3.3, tuỳ thuộc vào mùa, vị trí địa lí loại hình thời tiết dự kiến Các phương trình cho tối ưu khuyến khích sử dụng Hoa Kì Bảng 3.3 Các phương trình Z I Cơ quan Khí tượng Quốc gia Hoa Kì khuyến cáo sử dụng [6] STT Tên phương trình MarshallPalmer East - Cool Phương trình Z = 200I 1,6 Z = 130I2,0 WSR88D Nhiệt đới (Rosenfeld) Dùng cho mưa dạng tầng nói chung Dùng cho mưa dạng tầng mùa đông phía đông lục địa Bắc Mỹ; mưa địa hình 2,0 West – Cool Stratiform Tr­êng hỵp sư dơng Z = 75I Dùng cho mưa dạng tầng mùa đông phía tây lục địa Bắc Mỹ; mưa địa hình Z = 300I1,4 Dùng cho đối lưu sâu mùa hè đối lưu không nhiệt đới khác Z = 250I1,2 Dùng cho mưa từ hệ thống đối lưu vùng nhiệt đới 3.3.2 Sử dụng suy yếu lượng sóng radar mưa để ước lượng cường độ mưa Sóng radar trun khÝ qun bÞ suy u bëi sù hấp thụ khuếch tán phân tử khí, hạt bụi, mưa Khi có mưa, hạt bụi gần không không khí, có thĨ coi hƯ sè suy u sãng chØ c¸c phân tử khí hạt mưa gây ra, tức lµ cã thĨ viÕt e   k   p , (3.12) k p hệ số suy yếu không khí mưa gây Trong thực tế, k nhỏ p nhiỊu c¶ m­a rÊt nhá, vËy cã thĨ coi  e   p C¸c quan trắc thực nghiệm mưa radar thời tiết đà cho thấy cường độ mưa I hệ số suy yếu lượng sóng điện từ siêu cao tần m­a (p) cã mét mèi quan hƯ chỈt chÏ, mưa mạnh mức độ suy yếu nhiều Do ta xác định cường độ mưa I th«ng qua hƯ sè suy u p Ta cã thĨ gi¶ thiÕt r»ng thiÕt diƯn suy u cđa mét h¹t e(D) xÊp xØ mét l thõa cđa kÝch th­íc hạt quan hệ thực nghiệm mà Atllass Ulbrich (1994) ®· sư dơng:  e (D)  CDn (3.13) Các tham số C n phụ thuộc vào bước sóng nhiệt độ Sử dụng công thức c­êng ®é m­a (3.1) I( x, y, t )  π D Max D N v(D)  u (x, y, t)dD , * D ( x, y, t ) Dmin u * vận tốc dòng thăng, coi vận tốc dòng thăng u * = lấy gần tốc độ rơi hạt mưa theo c«ng thøc Vt  D   D 0, 67 , (3.14) ta thu được: D max D max   min   I   D n  0,67 N D dD   D 3,67 N D dD D D (3.15) HÖ số suy yếu thể tích e , theo định nghĩa thiết diện suy yếu tổng cộng phần tử đơn vị thể tích, vậy: e  b V N  i 1  ei  b V N     si   p , i 1 (3.16) ®ã  ei ,  ,  si lµ thiÕt diƯn suy yếu, hấp thụ tán xạ phần tử thứ i, N số phần tử nằm khoảng không gian tích V, b hệ số tỉ lệ, tuỳ thuộc vào mức độ che khuất lẫn phần tử có sóng chiếu vào vào đơn vị sử dụng đại lượng công thức (khi hạt không che khuất lẫn nhau, đơn vị đại lượng công thức hệ quốc tế b = 1, p tính dB.km-1 đại lượng lại hệ thức tính đơn vị hệ quốc tế b = 4,343.103) Nếu coi kích thước hạt biến đổi liên tục từ hạt sang hạt khác thì, thay cho hƯ thøc trªn, ta cã: Dmax e  p  b N D max D  e ( D)dD Dmin  bC N D D n dD D (3.17) So sánh công thức (3.15) với (3.17) ta thấy n = 3,67 I p tuyến tính với quan hệ trở nên độc lập với hàm mật độ phân bố hạt mưa theo kích thước ND, mối quan hệ p I áp dụng cho dạng mưa để tính I Tuy nhiên, ta thấy sau này, thật không đơn giản Atlass Ulbrich đà xác định mối quan hệ p I (tìm giá trị C n) khoảng cường độ mưa từ 1- 100 mm.h-1, cho c¸c b­íc sãng tõ 0,1 - 10 cm nhiệt độ từ - 100C; Sự phụ thuộc vào nhiệt độ tỏ yếu ớt, bước sóng ngắn Với bước sóng n < nên p không phụ thuộc mạnh vào D Z; với = 0,88 cm, n = 3,67, tức trường hợp mà tác giả hy vọng có mối quan hệ tuyến tính p I Trong bảng 3.4 trình bày số mối quan hệ p I theo bước sóng (bỏ qua ảnh hưởng nhiệt độ ảnh hưởng không lớn), sai số trung bình tương ứng, giá trị p tính dB/km, I tính mm/h Bảng 3.4 Một sè quan hƯ p -I theo b­íc sãng  (Atlass vµ Ulbrich, 1977)  (cm) Quan hƯ p – I 0,86 p = 0,22I1,04 1,25 p = 0,102I 1,10 Sai sè trung b×nh cđa p (%) 8,5 9,0 1,778 p = 0,0473I 1,13 12,0 3,22 p = 0,0105I1,17 20,0 Tõ bảng ta thấy, radar phát bước sóng ngắn ta xác định cường độ mưa xác (sai số p nhỏ) Tuy nhiên, sóng có bước sóng ngắn hệ số suy yếu lại mạnh, đặc biệt với hạt nước lớn, với trận mưa lớn xạ bước sóng ngắn bị suy yếu hết đến mức radar không khả nhận tín hiệu phản hồi Do vậy, radar phát bước sóng ngắn phạm vi độ lớn vùng xác định hạn chế Ngoài ra, tốc độ dòng thăng m/s làm cho độ suy yếu lớn vài dB so với dòng thăng Các mối quan hệ bảng có sai số lớn áp dụng chung cho dạng mưa trị số = 0,67 dùng chứng minh Atlass Ulbrich lại không dạng mưa mà trị số thực nghiệm trung bình; thân phụ thuộc vào kích thước hạt, tức nhận giá trị khác, nên thực chất mối quan hệ p-I trường hợp n = 3,67 phụ thuộc vào hàm phân bố hạt mưa theo kích thước Atlass Ulbrich hy vọng Ngay việc coi e p đà gây sai số Như vậy, phương pháp vấp phải khó khăn phương pháp trước (dùng quan hệ Z-I): hệ số thực nghiệm không ổn định mà phụ thuộc vào yếu tố khó xác định, phân bố hạt mưa theo kích thước Hơn nữa, kĩ thuật xác định trực tiếp hệ số suy yếu phức tạp kĩ thuật xác định độ PHVT radar Cách đo hệ số suy yếu trung bình mưa điểm chọn điểm phát sóng (vị trí anten radar) sau: Tại điểm đà chọn, người ta đặt máy thu vật phản xạ tốt sóng vô tuyến radar Trong điều kiện khí không mưa, người ta cho radar phát sóng phía máy thu vật phản xạ đo công suất thu máy thu anten radar Khi có mưa, người ta thực phép đo tương tự Khi đó, bị mưa làm suy yếu, công suất thu nhỏ so với không mưa Từ hai công suất tính hệ số suy yếu trung bình gây mưa Như vậy, lí thuyết, phương pháp dùng hệ số suy yếu để xác định cường độ mưa áp dụng Tuy nhiên, nhiều khó khăn nảy sinh thực hành tác nghiệp như: phải đặt nhiều máy thu vật phản xạ nhiều điểm cố định theo hướng khoảng cách khác kể từ nơi phát sóng để đo mưa cho vùng không gian rộng, cần tính tổng lượng mưa cho khu vực địa lí rộng lớn; máy thu vật phản xạ phải chịu thời tiết phải radar nhìn thấy (tức sóng radar phải đến vật mà không bị chướng ngại vật che chắn) Vì khó khăn mà phương pháp xét không ¸p dơng réng r·i 3.4 Dù ®o¸n m­a ®¸ b»ng radar có hai bước sóng Mưa đá thường xảy mây đối lưu có độ cao độ phản hồi lớn (Hmax > 15 km; độ PHVT cực đại Z 48 dBz) mây đối lưu mạnh, tốc độ phát triển đỉnh mây cao, mây xuyên thủng đối lưu hạn có xác suất xảy mưa đá lớn Sự hoà nhập đám mây hệ thống mây đối lưu thường gây mưa đá Một nhiều ứng dụng đặc biệt radar dùng hai radar có độ dài bước sóng khác để quan sát vùng không gian để phát có mặt mưa đá trận mưa Hai băng sóng cần cho việc phát mưa đá thường sử dụng băng sóng S X (10 cm) Để thuận lợi, anten hai radar thường đặt bệ anten, vị trÝ cđa chóng cïng mét h­íng anten di chuyển theo góc hướng góc cao Cơ sở phương pháp radar chiếu rọi vào mưa, tất giọt mưa vùng Rayleigh Các hạt n­íc lín nhÊt tån t¹i khÝ qun th­êng cã bậc khoảng 6-7 mm, nhỏ đáng kể so với bước sóng băng sóng X (3 cm) độ phản hồi radar Z từ hai radar Nhưng mưa đá xuất hiện, hạt đá trở nên đủ lớn so với bước sóng băng X đến mức áp dụng tán xạ Rayleigh Vì thế, mưa đá xuất hiện, radar băng sóng S nhìn thấy hạt đá vùng Rayleigh (hc tËn d­íi cïng cđa vïng Mie) radar băng sóng X nhìn thấy hạt vùng Mie Hai radar cho phản hồi khác từ đối tượng quan sát Bằng so sánh hai ảnh phản hồi từ hai radar, dễ dàng phát có mặt mưa đá Trong số trường hợp ước lượng kích thước hạt mưa đá Một tham số định lượng nhận từ số liệu hai bước sóng gọi dấu hiệu mưa đá (Ecles, 1975) Dấu hiệu mưa đá thường biểu diễn tỉ số logarit, là: H 10 lg Z10 Z3 (3.18) Z10 Z3 độ phản hồi radar (mm /m ) øng víi b­íc sãng 10 vµ cm vµ H dấu hiệu mưa đá (có đơn vị dB) Nếu quan trắc mưa H = dB Nếu có mưa đá, H có giá trị dương, đạt đến 20 dB Đáng tiếc số trường hợp (đá có đường kính mà phân bố đều), có dấu hiệu mưa đá H âm rõ rệt Gần với tất hạt đá thường có dấu hiệu mưa đá H dB Tuy nhiên, radar hai bước sóng vấn đề Như đà nói cần thiết phải có hai radar để lấy mẫu khu vực không gian Nếu mô hình búp sóng anten không hợp lí gây sai số dấu hiệu mưa đá lớn có đến 20 dB Điều đòi hỏi phải có radar hai bước sóng cho có độ rộng búp sóng búp sóng phụ thích hợp hai bước sóng Đây khó khăn lớn đến chưa khắc phục Việc ước lượng cường độ mưa đá tương tự mưa nước lỏng, tức áp dụng công thức thực nghiệm dạng (3.9) dùng cho mưa đá để tính cường độ mưa từ độ PHVT, Tuy nhiên, sai số việc ước lượng thường lớn nên khả ứng dụng vào nghiệp vụ hạn chế 3.5 Các nguyên nhân gây sai số ước lượng mưa 3.4.1 Nguyên nhân gây sai số hƯ thèng thiÕt bÞ radar - Sù suy u vòm che (chụp bảo vệ) Ăngten radar thường đặt vòm che làm sợi thuỷ tinh Cấu trúc bảo vệ anten khỏi bị mưa, hư hỏng cho phép mô tơ truyền động làm việc nhẹ nhàng tải trọng gió đà bị khử Song, mưa làm ướt bám vào chụp bảo vệ lại gây suy yếu lượng sãng ®iƯn tõ cđa radar Møc ®é suy u phơ thuộc vào trạng thái mặt kích thước vòm che Wilson (1978) phát cường độ m­a 40 mm/h ®­a ®Õn ®é suy yÕu 1dB - Tính không ổn định radar không chuẩn xác anten Công suất phát máy phát, độ khuếch đại máy thu radar thường không ổn định Sự trì hệ thống ổn định quan trọng Ngoài ra, hiệu chuẩn không xác phần cứng anten nguyên nhân đáng kể gây nên sai số cho ước lượng mưa 3.4.2 Các sai số địa hình - Nhiễu mặt đất: Cả phần chÝnh cđa bóp sãng radar vµ bóp sãng phơ cã thể gặp mục tiêu mặt đất Điều thường gây PHVT cố định (không di chuyển không thay đổi theo thời gian) Đó nhiễu địa hình Nhiễu địa hình gần trạm radar búp sóng phụ gây thường nhiễu cố định loại bỏ được, nhiễu địa hình xa búp sóng thấp (khi góc cao anten nhỏ gặp điều kiện siêu khúc xạ khí quyển), khó loại bỏ Radar đà đặt cho làm cực tiểu hoá phản hồi mặt đất này, loại trừ hoàn toàn chúng Một đồ nhiễu mặt đất đà biết ghi lại để tránh hiểu lầm mưa không cần ®o b»ng radar vïng nµy KÜ thuËt nµy lµ đơn giản nhiều lúc giúp cho công việc tác nghiệp thực tốt, nhiên có lúc phản xạ nhiễu bị biến đổi điều kiện truyền sóng khí thay đổi di chuyển số vật mặt đất Người ta thử nghiệm phần mềm để loại mục tiêu cố định, nhiên phần mềm loại bỏ vùng mưa vùng mưa tĩnh di chuyển theo hướng vuông góc với phương bán kính Nếu phản hồi không lọc sử dụng vào công thức Z-I để ước lượng mưa, tổng lượng mưa vùng chịu ảnh hưởng phản hồi địa hình lớn giá trị mưa thực tế Những phản hồi địa hình lọc phép lọc địa hình có phần mềm xử lý số liệu thô radar Tuy nhiên, sử dụng phép lọc phản hồi địa hình này, tổng lượng mưa ước lượng vùng ảnh hưởng địa hình bị thấp so với thực tÕ - Sù che kht: Cịng nh­ viƯc t¹o PHVT cố định, tình trạng bị chắn búp sóng mặt đất gây che khuất phần toàn phần búp sóng chính, có phần nhỏ lượng chiếu tới mưa phạm vi xa (hình 3.2), gây phản hồi sai lệch từ mục tiêu khí tượng chí không phát mục tiêu nằm phía sau chắn Chẳng hạn, vùng mưa thấp xa radar không radar phát Trên hình 4.12 ta thấy rõ dải hình quạt màu trắng (không có tín hiệu phản hồi) đỉnh radar hướng theo hướng đông-bắc nam-tây-nam, tia sóng đà bị đồi nằm hướng chắn lại Hình 3.2 Minh hoạ việc xảy phản hồi chắn vùng núi 3.4.3 Các sai sè ®iỊu kiƯn trun sãng khÝ qun - Truyền sóng dị thường: + Hiện tượng siêu khúc xạ cho hiển thị địa hình xa radar với khoảng cách khác Nếu chúng không lọc, phản hồi địa hình xa đưa vào công thức Z-I để tính kết cho ta cường độ mưa lớn thực tế Ngược lại, phép lọc thực vùng không xảy tượng truyền sóng siêu khúc xạ, mưa có giá trị ước lượng thấp so với giá trị thực tế + Hiện tượng khúc xạ chuẩn làm cho tia sóng cao so với độ cao mà radar tính Trong điều kiện khúc xạ chuẩn, đỉnh PHVT nằm tầm ngắm nên không phát mục tiêu phát độ cao đánh giá thấp thực tế - Sù suy u sãng bÊt th­êng däc ®­êng trun: Mặc dù suy yếu sóng dọc đường truyền radar mục tiêu đà radar tự động khuếch bù lại khuếch đại áp dụng tốt cho trạng thái trung bình khí Trường hợp không khí chứa nhiều nước bụi bình thường hay gặp đàn côn trùng, chim suy yếu mạnh hơn, dẫn đến cường độ mưa ước lượng nhỏ giá trị thực tế 3.4.4 Các sai số công thức tính cường độ mưa không bao hàm hết đặc tính vùng mưa - Sự không lấp đầy búp sóng: Những vïng m­a ë xa radar cã thĨ cã kÝch th­íc nhỏ độ rộng búp sóng (ở khoảng cách 100 hải lí cách trạm radar búp sóng có độ réng vËt lý kho¶ng h¶i lÝ) Nh­ vËy, mơc tiêu không lấp đầy búp sóng Một giả thiết sử dụng phương trình radar mục tiêu lấp đầy đồng toàn thể tích xung Vì mục tiêu nhỏ độ rộng búp sóng hiển thị thể lấp đầy búp sóng, tức lớn so với kích thước thực tế Công suất phản hồi mục tiêu nhỏ trung bình hoá cho toàn độ rộng búp sóng, kết nhận cường độ mưa ước lượng nhỏ giá trị thực tế - Sự khuếch đại tự động không bù đắp suy yếu tín hiệu theo khoảng cách: Công suất thu radar khuếch đại tự động lên số lần tỉ lệ thuận với r ®Ĩ nhËn ®­ỵc ®é PHVT (Z), nh­ng thùc nã không đơn giản tỉ tệ nghịch với r2 mà phức tạp nên độ PHVT nhận từ hai đám mây khoảng cách khác khác nhau, dẫn đến cường độ mưa ước lượng khác Theo Nguyễn Hướng Điền công suất thu gần tỉ lệ nghịch với r3 nên khuếch đại đám mây xa có độ PHVT nhỏ đám mây gần, dẫn đến cường độ mưa ước lượng nhỏ Chính điều dẫn tới biến đổi profile độ phản hồi theo khoảng cách (xem mục 3.6) - Không tính đến đặc điểm phân bố hạt theo kích thước: Hai vïng m­a cã cïng c­êng ®é m­a thùc tế, phân bố theo kích thước hạt khác cho giá trị PHVT(Z) khác Mưa ấm từ mây thấp từ mưa địa hình mức thấp thường gồm nhiều hạt nhỏ, gây độ phản hồi yếu dẫn đến ước lượng thấp cường độ mưa Ngược lại, mưa từ mây đối lưu, mây Ns có bề dày lớn dễ bị đánh giá cao chúng có nhiều hạt lớn Sự biến đổi phân bố hạt theo kích thước xảy theo thời gian không gian vùng mưa (chẳng hạn, mưa đá, hạt đá lớn thường rơi trước, hạt nhỏ rơi sau; khu vực mây, phía tập trung nhiều hạt nhỏ phản hồi yếu, phía tập trung nhiều hạt lớn phản hồi mạnh) - Không tính đến trạng thái hạt mưa: Cường độ mưa đá tuyết hạt nhỏ chưa tan dễ bị ước lượng thấp trạng thái tinh thể, nước phản xạ sóng yếu trạng thái lỏng khoảng lần (tuy nhiên, biết trạng thái hạt sửa lỗi này) Ngược lại, mưa hỗn hợp lẫn hạt lỏng, băng, tuyết tan nói chung làm tăng độ phản hồi, dẫn đến làm tăng giá trị ước lượng cường độ mưa Khi hạt băng rơi qua mặt đẳng nhiệt 00C, bề mặt tinh thể băng tan lớp nước áo bên tinh thể băng phản hồi mạnh, tạo dải sáng có độ PHVT lớn nhiều, làm tăng cường độ mưa ước lượng so với thực tế 3.4.5 Các sai số hiệu ứng xảy phía bóp sãng - Giã m¹nh d­íi bóp sãng anten thỉi bạt vùng mưa làm cho vị trí vùng mưa mặt đất không trùng với vị trí cường độ hiển thị radar - Bay búp sóng radar làm cho kết ước lượng cường độ mưa radar cao so với cường độ mưa đo mặt đất - Quá trình gộp hạt búp sóng radar thường xảy mưa nhiệt đới, tượng xảy khác với mưa vùng ngoại nhiệt đới vùng ngoại nhiệt đới thời kì lạnh, hạt băng đủ lớn, chúng bắt đầu rơi xuống thành mưa Trong trình rơi, hạt băng thu nạp hạt nước siêu lạnh chúng va chạm độ cao mức đóng băng Trong đó, vùng nhiệt đới, tượng gộp xảy hạt nước lỏng, kích thước không khác nhiều Hơn nữa, vùng mưa nhiệt đới xa, vùng có nhiều hạt lớn m­a th­êng n»m ë phÝa d­íi bóp sãng radar, radar thường cho kết đánh giá cường độ mưa thấp thực tế Hình 3.3 ảnh hưởng gió mạnh phía búp sóng 3.6 Biến đổi profile độ phản hồi theo khoảng cách Búp sóng radar độ xa lớn cách radar cao mặt đất Chẳng hạn, góc cao búp sóng 0,50, tâm búp sóng radar có độ cao km độ xa 130 km km độ xa 200 km Mặc dù độ phản hồi đà radar tự động hiệu chỉnh theo khoảng cách, song độ phản hồi đám mây thu khác khoảng cách tới radar khác Nói cách khác, hiệu chỉnh theo khoảng cách không hoàn hảo Vì profile thẳng đứng độ phản hồi đám mây thay đổi theo khoảng cách tới radar Việc độ phản hồi hay profile thay đổi theo khoảng cách dẫn tới việc ước lượng mưa rơi từ đám mây khác khoảng cách tới radar khác Khi phần mềm đặc chủng ACM, người ta thường ước lượng cường độ mưa theo độ phản hồi cực đại quan trắc đám mây Cũng mà dải sáng thường làm cho ước lượng mưa radar cao, m­a ë gÇn (cã thĨ gÊp 5-6 lÇn thùc tÕ) Đây vấn đề quan trọng mưa front vĩ độ trung bình vào mùa đông, dải sáng có độ cao trung bình khoảng km bên mặt đất Dải sáng có bề dày điển hình khoảng 300m, nằm tầng 0oC vài trăm mét bên profile độ phản hồi giảm rõ rệt theo độ cao Smith (1986), (có tham khảo Persson Lundgren 1986) đà mô tả trình đáng tin cậy để ghi nhận có mặt dải sáng độ cao Người ta đà đưa cách hiệu chỉnh ảnh hưởng dải sáng tin cậy thực tế độ xác đo mưa giảm có mặt dải sáng rõ ràng số liệu phản hồi Sự ước lượng cao xảy độ xa (tầm xa mặt đất) nhỏ dải sáng thấp, độ xa trung bình ảnh hưởng dải sáng bù cho độ phản hồi bị giảm tuyết phía trên; độ xa lớn xảy ước lượng thấp đáng kể lượng mưa Hình 3.4 Profile thẳng đứng PHVT độ xa khác mưa đối lưu, mưa diện rộng, tuyết mưa lớp thấp mưa địa hình núi Độ rộng profile độ cao biểu thị cường độ PHVT trung bình độ cao Số hình phần trăm cường độ mưa ước lượng từ độ phản hồi cực đại profile so với cường độ mưa thực Profile thẳng đứng trung bình độ PHVT đà xác định cho điều kiện mưa khác Joss Waldvogel (1970), sau Browing Collier (1989) [7], đà đánh giá tỉ lệ phần trăm cường độ mưa quan sát radar so với cường độ mưa thực ®é xa kh¸c cã tÝnh ®Õn ®é cong cđa mặt đất (hình 3.4), sử dụng profile trung bình mưa đối lưu, mưa diện rộng tuyết, mưa tầng mưa địa hình Số liệu hình làm bật vấn đề đo tình dải sáng mưa tầng thấp xuất Mặc dù có độ lệch lớn profile với trường hợp riêng, sử dụng chúng thị phần mưa quan trắc radar độ xa khác có tính đến độ cong mặt đất Đặc biệt, profile hình 3.4b 3.4c đà khó khăn việc đo có dải sáng mưa yếu Một vấn đề khác xảy số nơi giới phát triển điển hình mưa mức thấp bên đồi chắn dòng không khí gần biển có độ ẩm cao Như đà trình bày hình 3.4, tăng địa hình cách đáng kể thường xảy lớp 0,5 km gần mặt đất mưa địa hình quan sát khoảng cách gần Khi xa, nằm cánh sóng không bị radar phát 3.7 Hiệu chỉnh ước lượng mưa radar theo số liệu đo mưa mặt đất Chừng 20 năm qua đà có nhiều việc làm đáng kể nhằm triển khai phương pháp hiệu chỉnh đo mưa radar theo số liệu từ thiết bị đo mưa mặt đất Như đà biết, máy đo mưa vũ lượng kí (VLK) coi phương tiện đo mưa xác điểm mặt đất, radar lại có khả đo diện rộng, đo nhanh xác định phạm vi vị trí vùng mưa Những năm trước đây, tác dụng đo mưa độc lập radar hạn chế Người ta băn khoăn nhiều đến độ xác số liệu đo mưa radar cung cấp Với xuất trạm vũ lượng kí tự động có khả đo đạc, truyền phát thông tin nhanh xác đà cho phép hiệu chỉnh kịp thời số liệu đo mưa radar sở sử dụng kết hợp kết đo hai thiết bị Phương pháp cho phép lợi dụng tối đa ưu loại thiết bị Nội dung phương pháp sử dụng số trạm đo mưa VLK để hiệu chỉnh ước lượng mưa radar, tìm hệ số hiệu chỉnh đại diện cho loại mưa cho điều kiện tự nhiên (theo khả phân cấp có thể) để chuyển số liệu mưa ước lượng radar thành số liệu gần với mưa thực tế vùng mưa lân cận trạm đo mưa VLK ®Õn mét ®é xa cho phÐp nµo ®ã mµ ë nơi thiết bị đo mưa mặt đất Hiện phương pháp coi phương pháp đo mưa cho kết khả quan nhất, đặc biệt khu vực có khả đặt thiết bị đo mưa (vùng rừng núi, nơi có địa hình phức tạp khó lại, vùng đầu nguồn sông, biển khơi) Dưới ta xem xét cách hiệu chỉnh ®iĨm cã VLK (kÌm vïng phơ cËn) vµ ®èi víi mét khu vùc réng h¬n 3.6.1 HiƯu chØnh cho mét điểm Giữa số liệu đo mưa đồng radar máy đo mưa (VLK) điểm mặt đất thường sai lệch nhiều Coi số liệu đo mưa VLK xác, ta tìm cách xác định hệ số hiệu chỉnh lượng mưa ước lượng radar theo Số liệu đo radar phải lấy trung bình cho vùng bao quanh điểm có VLK đồng với số liệu VLK Khi đó, hệ số hiệu chỉnh F tính theo phương pháp tỉ số, cụ thể là: N F  Gi i N R i , i (3.19) hc F N  G i / Ri , N i (3.20) Gi lượng mưa đo lưới VLK, Ri lượng mưa ước lượng b»ng radar cho vïng nhá bao quanh ®iĨm cã VLK, N dung lượng mẫu đo trận mưa đưa vào tính toán Để lấy trung bình số liệu đo mưa radar thường phải chia vùng nhỏ nói thành ô vuông nhỏ hơn, ô vuông lấy độ phản hồi (với radar đà số hoá ngày nay, vùng nhỏ vòng tròn có bán kính định, tâm điểm có VLK, ô nhỏ pixel; phần mềm chuyên dụng giúp cho việc xác định R dễ dàng) Mỗi trận mưa phải có số đo VLK từ 2,5 mm trở lên đưa vào tính toán 3.6.2 Hiệu chỉnh cho khu vực không gian rộng Hình 3.5 Ví dụ thiết lập vùng không gian (có viền đậm bao quanh) vùng bao quát trạm radar Vinh để hiệu chỉnh số liệu ước lượng mưa radar theo số liệu đo mưa VLK Các chấm đen điểm có VLK (theo Tạ Văn Đa céng sù, 2001) Trong mét khu vùc kh«ng gian réng có nhiều điểm đo mưa VLK (gọi điểm sở), ta dựa vào số liệu ®o cđa chóng ®Ĩ hiƯu chØnh l­ỵng m­a ­íc l­ỵng radar cho khu vực Các bước phương pháp là: - Khu vực quan tâm chia thành vùng không gian tương đồng điều kiện địa hình bao quanh điểm đo mưa VLK (xem hình 3.5, vùng không gian có viền đậm bao quanh) Mỗi vùng không gian lại gồm số ô vuông nhỏ, có kích thước tuỳ thuộc vào độ phân giải radar (trên hình 3.5 ô vuông có kích thước 10 km10 km phù hợp với độ phân giải radar MRL5 đặt Vinh) - Chuyển đổi giá trị độ phản hồi đo radar ô không gian vuông thành cường độ mưa theo quan hệ Z-I (thường dùng phương trình MarshallPalmer với cặp hệ số A = 200 b = 1,6) - Cường độ mưa I chuyển đổi thành lượng mưa tích luỹ R khoảng thời gian cho ô không gian vuông - Giá trị hệ số hiệu chỉnh F xác định theo phương pháp tỉ số đà nêu tiểu mục cho điểm có VLK Muốn xác hơn, tính nhiều hệ số hiệu chỉnh cho khu vực, hệ số ứng với cấp độ mưa định - Dùng chung hệ số hiệu chỉnh điểm có VLK đặc trưng cho vùng (có viền đậm) cho điểm lân cận (các ô vuông) VLK vùng để tính lượng m­a Trong h×nh 3.5 cã mét vïng xung quanh trạm Vinh (nơi đặt radar) không viền quanh đường đậm, Vinh có trạm VLK, tín hiệu phản hồi radar từ có nhiều nhiễu địa hình nên không dùng được; vòng tròn hình (bán kính khoảng 100 km) không khoanh vùng tín hiệu phản hồi thu radar từ khu vực yếu nên có độ xác thấp Với radar đà số hoá đại có độ phân giải cao, ô vuông thay pixel, việc tính độ phản hồi trung bình vùng lân cận điểm có VLK dễ dàng nhiều nhờ phần mềm chuyên dụng, phương pháp tính hệ số hiệu chỉnh áp dụng Sau cã hƯ sè hiƯu chØnh, ta cã thĨ tÝnh lượng mưa trận mưa khác từ số liÖu radar Theo Henri Sauvageot (1983) nãi chung sai sè đo tổng lượng mưa giảm diện tích vùng đo khoảng thời gian để tính lượng mưa tăng Với diện tích nhỏ 50 km2 khoảng thời gian để tính nhỏ 10 phút sai số đo tổng lượng mưa 50 % Nhờ có hiệu chỉnh, việc tính tổng lượng nước rơi khu vực xác hơn, phục vụ tốt cho việc dự báo lũ lụt Thông thường, mưa từ mây đối lưu, diện tích 1000 km2 nÕu dïng VLK ®Ĩ hiƯu chØnh sè liệu đo mưa radar có độ xác đo mạng 50 máy đo mưa mặt đất  ... công thức (3. 1) cách chấp nhận mưa đồng không gian thời gian, u*= Khi đó, kết hợp (3. 1) với công thức (3. 2) ta nhận được: DMax I D N D dD D  (3. 3) M­a cã c­êng ®é I tõ 0,6 ®Õn 3, 0 mm/h th­êng... cđa sè liƯu radar khÝ t­ỵng để đo mưa Từ lâu, nhiều phương pháp đo mưa radar đà đưa ra, có ba phương pháp sau: 1/ Đo cường độ xạ phản hồi (tức độ phản hồi radar) 2/ Đo suy yếu lượng radar mưa 3/ ... mm m m  9,9.10 5  0 ,36 I  N.D v  / m 3. 10 ? ?3 m  9,9.10 8 6 h s s s      Z  K N.D  0, 93 / m 3mm   678 mm / m , vµ Z''  10 lg Z  10 lg 678 (dBz )  28 ,3 dBz So sánh hai trường