ĐỀ TÀI: NGHIÊN CỨU XÂY DỰNG QUY TRÌNH PHÁT HIỆN THEO DÕI
CÁC HIỆN TƯỢNG THỜI TIẾT NGUY HIỂM:
TỐ, LỐC, MƯA ĐÁ, MƯA LỚN CỤC BỘ
BẰNG HỆ THỐNG RAĐA THỜI TIẾT TRS-2730 Chủ nhiệm đề tài: TS. TRẦN DUY SƠN

7573
25/11/2009
HÀ NỘI, 5-2009 BỘ TÀI NGUYÊN VÀ MÔI TRƯỜNG
TRUNG TÂM KHÍ TƯỢNG THUỶ VĂN QUỐC GIA


TS. Trần Duy Sơn
CƠ QUAN THỰC HIỆN
ĐÀI KHÍ TƯỢNG CAO KHÔNG

Q. GIÁM ĐỐC
Nguyễn Thị Tân Thanh
CƠ QUAN CHỦ TRÌ
TRUNG TÂM KTTVQG
KT. TỔNG GIÁM ĐỐC
PHÓ TỔNG GIÁM ĐỐC Trần Văn Sáp

Hà Nội, ngày tháng năm 2009

Hà Nội, ngày tháng năm 2009
HỘI ĐỒNG ĐÁNH GIÁ CHÍNH THỨC
CHỦ TỊCH HỘI ĐỒNG


4 Áp cao cận nhiệt đới
ACCNĐ
5
Cột phản hồi vô tuyến yếu hầu như thẳng đứng được
bao bọc bởi một phía và bên trên bằng phản hồi vô
tuyến rất mạnh
BWER
6 Hội tụ hiệt đới
HTNĐ
7 Đường tố trước bão
ĐTTB
8 Đường tố sau bão
ĐTSB
9 Hiện tượng thời tiết nguy hiểm cục bộ HTTTNHCB
10 Hội tụ kinh hướng
HTKH
11 Dạng PHVT hình móc câu HOOK
12 Dạng PHVT đường sóng gấp khúc LEWP
13 Phản hồi vô tuyến PHVT
14 Mặt cắt nghiêng (Chỉ thị màn hình tròn) PPI
15 Rãnh gió Tây
RGT
16 Mặt cắt thẳng đứng RHI
17 Thám không vô tuyến TKVT
18 Xoáy thuận nhiệt đới
XTN
19
Vùng PHVTyếu được bao bọc bởi một phía và bên trên
bằng PHVTmạnh
WER

phát hiện và theo dõi bằng ra đa thời tiết;
- Tổng kết được một số loại hình thế Synop điển hình thuận lợi cho việc xuất hiện
dông mạnh và có khả năng gây nên tố lốc, mưa đá và mưa lớn cục bộ;
- Tổng kết được hoạt động của tố lốc, mưa
đá trên lãnh thổ miền Bắc Việt nam ( từ
Quảng Bình trở ra) như: số ngày và số lần xuất hiện theo các tháng trong năm cho cả
vùng và cho các tỉnh trong khu vực;
- Nghiên cứu và rút ra một số kết luận ban đầu về ảnh hưởng của các điều kiện bất
ổn định nhiệt động lực ảnh hướng đến việc xuất hiện các HTTTNHCB;
- Xây dựng được các đặc điểm phả
n hồi vô tuyến (PHVT) liên quan đến các
HTTTNHCB làm cơ sở cho việc phát hiện và theo dõi các hiện tượng này ở trạm ra đa
thời tiết có trang bị loại ra đ TRS-2730.
- Dự thảo được Quy trình phát hiện và theo dõi các HTTTNHCB bằng hệ thống ra
đa thời tiết TRS-2730;
- Thực hiện việc thử nghiệm quy trình ở 3 trạm ra đa thời tiết và có đánh giả kết
quả.
Trong quá trình thực hiện đề tài chủ nhiệm và các công tác viên gặp nhi
ều khó
khăn do không lường trước được những sự cố như: hệ thống các ra đa TRS-2730 hoạt
động không ổn định (vào đúng mùa khảo sát ra đa hoạt động không đảm bảo tiêu chuẩn
kỹ thuật để đo định lượng hoặc bị hỏng phải ngừng quan trắc). Số liệu về các
HTTTNHCB không có đầy đủ trong dãy số liệu lưu trữ của các trạm Khí tượng bề
mặt
trong mạng lưới quan trắc thời tiết của Trung tâm Khí tượng Thuỷ văn Quốc gia, đặc biệt
là số liệu về gió tự ghi (liên tục theo thời gian). Rất nhiều số liệu thu thập được từ nguồn
tư liệu quá khứ đã không sử dụng được để phục vụ cho mục tiêu của đề tài. Hơn thế nữa
các HTTTNHCB thường xảy ra trong phạm vi thời gian và không gian nhỏ nên khó có
những ghi nhận đầy đủ để làm căn cứ sử dụng. Vấn đề phân tích thông tin thám không vô
tuyến cũng có những trở ngại do số lượng kỳ quan trắc thám không rất ít (2 kỳ trong


Các hệ thống thời tiết có kích thước khác nhau. Có những hệ thống cỡ lớn, kéo dài
trong nhiều ngày, chi phối thời tiết trên một khu vực rộng lớn, phát hiện được thông qua
việc phân tích bản đồ Synop. Song cũng có những hệ thống cỡ nhỏ hơn chỉ hoạt động
trong khu vực nhỏ và chỉ tồn tại trong một thời gian ngắn cỡ vài phút đến vài giờ. Việc
phân loại các hệ thống thời tiết theo kích thước đã được nhiều nhà nghiên cứu quan tâm.
Fujita [17] đã tổng kết kích thước các hệ thống thời tiết khác nhau và phân loại chúng để
làm cơ sở cho việc nghiên c
ứu phạm vi ảnh hưởng. Orianski [25] đã phân loại các hiện
tượng thời tiết cỡ vừa (Mesoscale) thành ba nhóm α; β và γ theo kích thước ngang. Kết
quả phân loại của các tác giả đã được thể hiện trong bảng 1.1.
Bảng 1.1. Phân loại các hệ thống thời tiết cỡ vừa [25]

Hệ thống thời tiết
Kích thước

Thời gian
hoạt động

Gió cực
đại
(m/s)
C
ỡ
Frong nóng 300 - 1000 km 1-3 ngày 15 α
Bão lớn (Hurricane) 300 -2000 km 1-7 90 α
Xoáy thuận nhiệt đới 300 -1500 km 3 -15 33 α
Áp thấp nhiệt đới 300 - 1000 km 5 - 10 17 α
Frong khô ( Dry front) 200 - 1000 km 1-3 20 α
Bão cỡ vừa 300 – 500 km 2 - 3 50 β

ám hoặc tập hợp đám phản
hồi vô tuyến (PHVT) với những đặc điểm định tính và định lượng riêng đặc trưng cho
từng loại.
Ở Nga, trong những năm nửa cuối của thế kỷ trước, hiện tượng HTTTNHCB đã
được nghiên cứu kỹ. Hai cơ quan nghiên cứu nhiều về tố, lốc, mưa đá là Viện nghiên cứu
khí tượng núi cao và Đài vật lý địa c
ầu Trung ương. G.K. Sulacvelize, L.M. Phetchenko,
N.I. Gluskova [14] từ những năm bảy mươi, đã xây dựng các chỉ tiêu về nhận biết dông
mạnh có khả năng gây tố, lốc theo số liệu thám không. Quan hệ giữa điều kiện nhiệt động
lực của khí quyển, giữa độ cao đỉnh PHVT mây đối lưu và độ cao đối lưu hạn với khả
năng xảy ra lốc đã được khảo sát kỹ và đư
a ra được các chỉ tiêu để sử dụng trong nghiệp
vụ dự báo.
G.B. Brulop, S.B. Gasina, G.K. Sulacvelize [13] trên cơ sở các kết quả khảo sát
các dạng cấu trúc PHVT của mây đối lưu mạnh bằng ra đa thời tiết đã xây dựng được các
chỉ tiêu phát hiện mưa đá theo độ phản hồi cực đại, độ cao đỉnh mây và hình dạng đám
mây. Những chỉ tiêu này đã đưa vào sử dụng có kết quả trong ho
ạt động nghiệp vụ ở hơn
100 trạm ra đa thời tiết trên toàn lãnh thổ Liên Xô cũ, đặc biệt là trong công tác phá mưa
đá bảo vệ mùa màng ở vùng núi phía Tây Nam nước Nga (vùng Capcazơ). Hiện nay các
chỉ tiêu nhận biết này đã được đưa vào chương trình cảnh báo của các ra đa thế hệ mới
với phần mền MERKOM [12] sử dụng không chỉ trong lãnh thổ Nga mà còn ở Peru,
Bolivia, Phần lan
Mỹ là nơi hiện tượng l
ốc xoáy có kèm theo vòi rồng xảy ra mạnh, đặc biệt là ở các
Bang miền Trung và miền Nam nên hiện tượng này được nghiên cứu nhiều. Với điều
kiện kỹ thuật và kinh tế thuận lợi, Mỹ cũng là nơi nghiên cứu kỹ bản chất của các hiện
tượng tố, lốc, mưa đá với nhiều tác giả có tên tuổi. Theo Galway [18] việc nghiên cứu để
giảm nhẹ thiên tai do các hiện tượng này gây ra đ
ã được bắt đầu từ những năm 30 của thể

pháp tính toán để dự báo khả năng xuất hiện.
Dessens, C.A và J.T. Snow đã mô tả lốc ở Pháp và lốc ở Mỹ, đưa ra được một số
đặc điểm địa phương rất bổ ích cho việc nghiên cứu tính địa phương của hiện tượng này.
Stumpf, Mitchell và các cộng sự đã đưa ra tập hình ảnh mẫu về PHVT của lốc
xoáy (Tornado) để sử dụng trong công tác nghiệp vụ phát hiện và theo dõi hi
ện tượng này
bằng ra đa thời tiết ở phòng thí nghiệm quốc gia về HTTTNHCB (NSSL Tornado
detection). Các HTTTNHCB có thể xảy ra trong một đám riêng biệt (single cell) mà cũng
có thể xảy ra trong tập hợp nhiều đám (muticellular).

1.1.1. Mây đối lưu mạnh.
Mây đối lưu mạnh thường xuất hiện ở vào các tháng mùa hè và mùa chuyển tiếp
khi điều kiện nhiệt động lực khí quyển thuận lợi cho đối lưu khí quy
ển phát triển. Kích cỡ
đám mây có thể khác nhau. Chúng có thể xuất hiện độc lập cũng có thể xuất hiện dưới
dạng quần thể nhiều đám phụ thuộc vào điều kiện hoàn lưu. Trường hợp đám mây phát
triển đạt đến kích thước rất lớn (đám siêu lớn - Supercell) sẽ gây ra nhiều hiện tượng thời
tiết rất nguy hiểm như gió mạnh, sấm chớp, m
ưa đá
Hình 1.1. mô tả sự phát triển của một đám mây đối lưu: Hình phía trên mô phỏng
các giai đoạn phát triển của đám đối lưu không mạnh trong điều kiện độ chuyển dịch
thẳng đứng của gió nhỏ. Độ PHVT lớn và dòng giáng với mưa đổ xuống nhanh trong môi
trường có dòng thăng đang tồn tại. Hình phía dưới mô phỏng sự phát triển của PHVT của
một đám mây
đối lưu độc lập mạnh. Lưu ý rằng trong trường hợp này PHVT mây xuất
hiện cao hơn so với đám đối lưu không mạnh (hình phía trên). PHVT có cường độ mạnh
từ trên cao phát triển nhanh xuống phía dưới làm cho hiện tượng nguy hiểm xuất hiện
đột ngột, có thể là mưa mạnh, mưa đá nhưng thường xảy ra nhất là dòng giáng mạnh.
máy bay
Hình1.3c. Hình ảnh Microburst trong mây đối lưu phát triển mạnh

Ra đa Doppler có thể nhận biết hiện tượng Microburst theo trường gió. Hướng
gió ở các phía khác nhau của tâm đám mây thể hiện trên hình 1.4. Gió từ tâm tỏa ra mọi
hướng. Trường gió này thể hiện trên mặt cắt xiên gió (PPI V) với hai đới gió Doppler
khác biệt nhau về hướng: vùng xa ra đa gió sẽ có hướng thổi ra còn vùng gần ra đa hơn
thì ngược lại (vị trí của ra đa ở phía dưới). Đường tốc độ gío bằng 0 (Zeroline) ở giữ
a
phân biệt hai miền gió đối hướng.
Sự di chuyển của các đám mây đối lưu được mô tả theo nhiều hệ thức toán học
khác nhau nhưng nói chung hướng di chuyển của chúng có xu thế theo véc tơ gió trung
bình của lớp gió từ mức gió địa chuyển đến mức 6 km. Quan hệ được mô tả bằng công
thức sau [17].
2
020,065,09,1
CCw
UUU ++= (1.1)

Trong đó U
w
– Véc tơ gió trung bình từ mức gió địa chuyển đến 6 km.
U
C
– Tốc độ di chuyển của đám mây.

8
9

1.1.3. Mưa lớn cục bộ
Mưa lớn cục bộ (Rainstorm) là hiện tượng mưa rào với cường độ mạnh xảy ra từ
các đám mây dông. Khái niệm này dùng để phân biệt với mưa đá và mưa của hệ thống
mây đối lưu cỡ lớn như xoáy thuận nhiệt đới, hội tụ gió trong hoàn lưu cỡ Synop (
thường kéo dài nhiều ngày và xảy ra trên diện rộng).
Mưa l
ớn cục bộ có thể gây ra lũ quét (trong những điều kiện địa hình và chế độ
thuỷ văn thuận lợi), sạt lở đất ở miền núi và cũng được coi là hiện tượng nguy hiểm
phải cảnh báo. Ở các thành phố lớn nơi số lượng người tham gia giao thông rất nhiều, các
trận mưa lớn cũng cần được cảnh báo trước để có thể điều thêm ph
ương tiện giải tỏa
đường phố trước khi mưa xảy ra đề phòng hiện tượng bất ngờ phải vội vã tránh mưa, dễ
gây tai nạn hoặc ùn tắc giao thông.
Mưa lớn xảy ra trong thời gian ngắn là đặc điểm của mưa từ mây đối lưu. Cường
độ mưa tính theo độ phản hồi vô tuyến (PHVT) nhưng với hệ số A và b khác nhau. Theo
Batan [17], Doviak Zrníe [22] thì khi
ước lượng cường độ mưa rào theo độ PHVT từ mây
đối lưu nên sử dụng công thức:

4,1
300RZ =
(1.2)

Trong vùng nhiệt đới Rosenfeld [19] khuyến cáo sử dụng công thức:
2,1
250RZ = (1.3)

Front) hay đường tố.
Đườ
ng tố thường được kiến tạo trong môi trường khí quyển không ổn định mà
trong đó không khí ở tầng thấp có thể bay lên mà không cần “trợ giúp” sau đã được kích
hoạt đẩy lên (nhờ Frong) cho đến độ cao mà ở đó có thể xảy ra hiện tượng ngưng kết.
Nhiệt lượng được giải phóng trong quá trình ngưng kết làm cho phần tử không khí bay
lên nhẹ hơn không khí xung quanh ở cùng một độ cao, dẫn đến tốc độ ph
ần tử khí bay lên
tăng lên rất nhanh, có khi đạt đến 30 m/phút. Đường tố có thể kéo dài hàng chục km hoặc
dài hơn, gây thời tiết xấu trên một khu vực rộng trong cùng một lúc.
Hình 1.6. Cấu trúc gió trong trong tố
Tốc độ di chuyển của đường tố có thể đạt đến 60 m/phút. Theo một kết quả nghiên
cứu của Mỹ (South Dakota School of Mines and technology) thì ở vùng đồng bằng phía
Bắc nước Mỹ vùng tố có gió mạnh thường xuất hiện trong môi trường khí quyển có độ
đứt thẳng đứng của gió (Vertical Wind Shear) trong tầng thấp (0-3 km) ít nhất là cỡ
trung bình và mức độ bất ổn định khá cao (CAPE lớn hơn 2000 J/kg). Đám mây siêu lớn
được sinh ra nơi có độ
dịch chuyển thẳng đứng của gió lớn ở trong một lớp dày 0-6 km
hay 0-8 km với CAPE (3200 J/kg). Các đám mây đối lưu mạnh có PHVT hình cánh cung
(Bow choes) xuất hiện trong điều kiện độ đứt thẳng đứng của gió trong lớp 0-3 km lớn
với CAPE cỡ trung bình (2600 J/kg). Đường tố không mạnh lắm xuất hiện ở mức độ dịch
chuyển thẳng đứng trung bình và với giá trị năng lượng bất ổn đị
nh (CAPE) thấp hơn. Ở
Mỹ tố chỉ được thông báo khi tốc độ gió vượt quá 19 knots ( 8,2 m/s).

Cơ chế gây nên sự thay đổi liên tục của hướng gió trong đường tố là do có sự
tương tác giữa các đám mây đối lưu. Trong đường tố các đám mây đối lưu thường thay
đổi: đám cũ mất đi, đám mới xuất hiện. Tại cùng một thời điểm các đám mây đối lưu có
thể ở trong các giai đoạn khác nhau: phát triển, trưởng thành và tan rã. Có trường hợp
một đám trong s
ố các đám gặp được điều kiện thuận lợi bộ phát thành đám rất lớn tạo nên
vùng gió xoáy cục bộ. Các đám luôn trong tình trạng di chuyển theo một hướng liên quan
chặt chẽ đến hướng di chuyển của đường Frong. Gió trong đường tố không ổn định về
hướng và tốc độ theo không gian và thời gian. Hiện tượng có những vùng gió xoáy cục
bộ rất mạnh trong đường tố là có thể lý giải đượ
c.
Hình 1.7 là PHVT đường tố liên quan đến một nhiễu động mạnh quan trắc được ở
Mỹ, tại Pennsylvania tháng 6 năm 2003. Đây là một đường tố mỏng bị uốn cong có dạng
hình cánh cung.
Hình1.7.PHVT đường tố trong một nhiễu động mạnh ở Pennsylvaniatháng6

12
năm2003(WWWEos.ubc.ca/courses/atsc201/A201reasouces/radátormintarptutorria1/Rad )
1.1.5. Lốc
Lốc (ở Mỹ gọi là tornado) là vùng gió xoáy có kích thước nhỏ [30]. Vùng gió xoáy
này được thể hiện bằng một cột không khí chuyển động quay ngược chiều kim đồng hồ.
Tốc độ gió trong lốc rất lớn, từ 18 đến 135 m/s, không thể đo đạc trực tiếp được bằng các
dụng cụ thông thường mà phải dùng thang độ F để xác định theo mức độ tàn phá. Rất
nhiều tr
ường hợp có lốc kèm theo vòi rồng (Water spouts).
Khi lốc đã xảy ra, dù không có vòi rồng, các mảnh vỡ của nhà cửa, của các công
trình xây dựng bị đổ nát, cây cối bị đổ gãy là những dấu hiệu cho thấy sự tồn tại của

lại cho rằng xoáy thuận nhỏ trong đám mây đượ
c tạo thành do quá trình nghiêng của trục
xoáy luôn tồn tại trong đám mây đối lưu siêu lớn do có sự dịch chuyển ngang của gió
giữa dòng thăng ấm phía dưới và dòng giáng lạnh ở phía trên.
Đường kính của cơn lốc mạnh vào khoảng 200 m, ít khi vượt quá 1000 m. Độ dày
của mây trong cơn lốc ở vùng ôn đới khoảng 7 km, không hiếm trường hợp đến 10 km.
Các cơn lốc có thời gian tồn tại khoảng 3 phút với tốc độ cực đạ
i 50 m/giây song cũng có
các cơn lốc tồn tại đến 3 giờ với tốc độ gió cực đại đạt đến 100 m/giây (F4) hoặc lớn hơn.
Tần suất xuất hiện các cơn lốc lớn rất nhỏ song thiệt hại do lốc loại này gây ra thì rất lớn

13
do mức độ tàn phá khủng khiếp. ở Mỹ chỉ có 5% cơn lốc thuộc loại này nhưng thiệt hại
do chúng gây ra chiếm đến 70% tổng số thiệt hại do lốc gây nên. Có cơn lốc ở bang
Iiinois kéo dài đến 7 giờ (ngày 26

tháng 5 năm 1917). Hình 1.8 mô tả một giản đồ của khí
áp ký khi có lốc đi qua ( Ward ,1972).

Hình 1. 8. Giản đồ của khí áp ký khi có cơn lốc đi qua
Khi lốc đi qua khí áp giảm rất mạnh song không phải giảm đều theo thời gian mà
lúc đầu có tăng khoảng 1 mb sau đó thì giảm từ ngoài vào trong tâm lốc, tạo thành một
cái phễu giảm áp trên giản đồ khí áp của khí áp ký. Hiện tượng này làm cho các vật thuộc
loại hộp đóng kín (rương, hòm, nhà đóng kín cửa ) bị nổ tung khi lốc đi qua.

(www. Spc.noaa.gov)

Hình 1.11b. Hình ảnh cơn lốc có vòi rồng
(http://ww2010.atmos.uiuc.edu/(Gh)/guides/
mtr/svr/modl/line/torn.rxml) 15
Cũng có nhiều trường hợp lốc có vòi rồng xảy ra không phải trong đám siêu lớn
mà trong hệ thống nhiều đám mây đối lưu (hình 1.12). Hiện tượng này rất hiếm thấy
nhưng cũng đã ghi nhận được. Điều này chứng tỏ cơ chế tạo nên lốc rất phức tạp Hình 1.12. Lốcvới vòi rồng trong hệ thống nhiều đám mây đối lưu (Nonsupercell tornado-
(http://ww
2010.atmos.uiuc.edu/(Gh)/guides/mtr/svr/modi/line/torn.rxml)

Phản hồi vô tuyến của cơn lốc. Ra đa thời tiết khó phát hiện được vòi rồng song
đám mây đối lưu siêu lớn gây nên lốc mạnh có vòi rồng thì có thể phát hiện được. Đám
siêu lớn này cũng phải ở trong một khoảng cách thích hợp thì ra đa mới có khả năng nhận
ra các dấu hiệu của cơn lốc. Nếu lốc xảy ra ngay tại trạm ra đa thì hoàn lư
u xoáy sẽ xuất
hiện trong vùng mù nên ra đa sẽ không phát hiện được. Song nếu lốc xảy ra quá xa thì độ
cao cánh sóng sẽ vượt quá hoàn lưu. Khoảng cách tối ưu là khi mà ra đa có thể bắt trúng
hoàn lưu xoáy ở một vài góc cao. Khi xuất hiện các đám mây đối lưu siêu lớn độc lập
phải đề phòng khả năng xảy ra vòi rồng, nhất là ở những vùng có địa hình bằng phẳng
như bình nguyên, đồng cỏ hay vùng biển

Hình 1.13. Hình dạng hạt mưa đá
(nguồn: http://ww2010.atmos.uiuc.edu/(Gh)/guides/mtr/svr/type/spr/home.rxml) Mưa đá thường xuất hiện trong mây đối lưu phát triển mạnh vì vậy trong cơn mưa
này thường có cả những hiện tượng nguy hiểm khác như lốc, tố, dông mạnh. Mưa đá
thường xảy ra trong ba dạng mây đối lưu như sau:
- Dạng một đám (Uni- cellular storm)
Trong những điều kiện nhiệt động lực và ẩm thuận lợi đám mây đối lưu có thể
phát triển thành siêu đám (supercell) với dòng thăng rất mạnh, đạt đến độ cao lớn, tạo
điều kiện cho hạt nước hóa băng để gây nên mưa đá và có thể có cả lốc mạnh.
- Dạng nhiều đám (Multi - cellular storm)
Cơn mưa đá thuộc dạng này thường gồm nhiều đám mây. Các đám khác nhau có
thể chuyển động không phụ thuộc vào nhau: đám mới hình thành thường vượt lên trước,
đám cũ
thường phải lùi lại sau.
- Dạng đường tố (squall- line storm).
Đường tố có thể gồm các đám nhỏ hoặc chỉ gồm các siêu đám mà cũng có thể có
sự lẫn lộn giữa các loại.
Mưa đá xảy ra trong mây đối lưu phát triển mạnh song không phải tất cả các đám
mây đối lưu thuộc loại này đều gây mưa đá. Vì vậy việc xác định khả năng gây mưa đá
của đám mây đối lưu phải được dựa trên các tham số vật lý như độ PHVT ( tỷ lệ thuận
với kích thước và mật độ hạt), độ cao đỉnh phản hồi vô tuyến mây. Hình dạng phản hồi
vô tuyến cũng được coi là một đặc điểm rất quan trọng để nhận biết khả năng gây mưa đá
trong đám mây.
Nhiều tác giả đã xây dự
ng các phương pháp dự báo mưa đá theo số liệu quan trắc
ra đa và số liệu quan trắc thám không của trạm gần nhất (Sulacdvelize, Kachurin, Sh.

17

0
C, H
45
- Độ cao cực đại vùng Z=45dBZ)

Đồ thị xác định khả năng có mưa đá theo phương pháp Waldvogel được thể hiện
trên hình 1.15.
Hình 1.15. Đồ thị xác định khả năng có mưa đá theo phương pháp Waldvogel

18

Nếu biết được độ cao mức đẳng nhiệt 0
0
C theo số liệu thám không thì các trạm ra
đa có thể sử dụng đồ thị này để tính khả năng có mưa đá trong các đám mây đối lưu ra đa
quan trắc được.
Ở một số nước, điển hình nhất là Nga, kỹ thuật sóng kép được sử dụng trong chế
tạo ra đa thời tiết để định vị vùng mưa đá. Ra đa thời tiết sóng kép (Dual-wavelength
radar) thực hiện thu tín hiệu phả
n hồi từ mục tiêu khí tượng bằng cả hai dải sóng: dải X
và dải S. Sự khác nhau về giá trị độ phản hồi của cùng một mục tiêu thu được từ hai dải
sóng cho phép tách được vùng mưa đá.
Gần đây nhất kỹ thuật phân cực tín hiệu phản hồi đã được áp dụng để tách vùng
mưa đá trong mây đối lưu. Sự khác biệt về giá trị của thành phần phân cực ngang so v
ới
thành phần phân cực thẳng đứng của tín hiệu phản hồi sẽ là dấu hiệu tốt để xác định sự
hiện diện của mưa đá.

Tuyên Quang 1 1 2 3 1 1 1 10
Hà Giang 1 2 7 1 1 1 14
Cao Bằng 5 5
Bắc Kạn 2 2
Lạng Sơn 2 3 6
Vùng
Núi
Bắc
bộ
Tổng 1 4 20 23 17 1 0 2 1 0 0 0 71
Thái Nguyên 1 1 3 5
Đồng
Quảng Ninh 1 1

19
Bắc Giang 1 1
Vĩnh Phú (cũ) 3 7 6 4 1 1 1 23
Hà Tây (cũ) 4 4
Hoà Bình 7 2 9
Hà Nội 2 1 3
Hải Phòng 1 1
Thái Bình 1 1 2
Hà Nam 2 2
Hưng Yên 1 1
Ninh Bình 1 1
bằng
Trung
du Bắc
bộ
Tổng 0 1 4 19 18 5 2 3 0 0 0 1 53

Cà Mau 2 2

Tổng 0 0 2 10 12 8 17 11 6 4 0 1 70
TỔNG SỐ
1 6 26 66 63 17 21 18 9 4 0 1 233

Trong giai đoạn 1993 – 1998 vào các tháng 3, 4 và 5 ở vùng núi phía Bắc, Đồng bằng và Trung du Bắc
bộ có 101 cơn tố lốc, mưa đá, chiếm 81% cả năm của khu vực. 1.2.2. Giai đoạn sau năm 2000
Sau khi các rađa thời tiết triển khai hoạt động các nghiên cứu về dông cũng đã
được thực hiện. Công trình [2] đã trình bày các chỉ tiêu nhận biết dông trong mây đối lưu
theo giá trị Y tính bằng công thức (1.5)

20
MaxxMax
ZHY ×=
(1.5)
Trong đó: H
Max
- độ cao đỉnh PHVT (km)
Z
Max
- độ PHVT (dBZ) cực đại ở mức cao hơn mức nhiệt độ 0
0
C từ 2
đến 2,5
Giá trị chỉ tiêu được trình bày trong Bảng 1.5
Bảng 1.5. Chỉ tiêu nhận biết Dông
21

CHƯƠNG 2. CÁC HÌNH THẾ THỜI TIẾT GÂY DÔNG MẠNH VÀ
HIỆN TƯƠNG THỜI TIẾT NGUY HIỂM CỤC BỘ Ở CÁC TỈNH MIỀN BẮC
VIỆT NAM
Lãnh thổ Việt Nam nằm trong khu vực nhiệt đới gió mùa. Miền Bắc Việt Nam
là nơi giao tranh của nhiều hệ thống Synop mang bản chất khác nhau như hệ thống
thời tiết vùng ngoại nhiệt đới (cực đới biến tính hay ôn đới) với h
ệ thống thời tiết cận
nhiệt đới hay nhiệt đới; giữa khối không khí lục địa khô với khối không khí biển ẩm.
Hoạt động của các hệ thống thời tiết thường tuân thủ theo quy luật và quyết định các
hiện tượng thời tiết kèm theo. Tuy nhiên, khi ở Bắc Bộ chịu sự chi phối của cùng một
hệ thống thời tiết tương đối đồng nhấ
t theo hướng từ Tây bắc sang Đông nam thì ở
các tỉnh Bắc Trung Bộ do địa hình hẹp và kéo dài theo hướng Bắc Nam, thời tiết
thường không đồng nhất từ Bắc xuống Nam. Vì vậy ngoài việc hiểu rõ cơ sở lý
thuyết chung thì nghiên cứu những ảnh hưởng của điều kiện địa hình đến các hệ
thống Synop ở địa phương là rất cần thiết khi phân tích đánh giá hoạt động dông nói
chung và dông mạ
nh có tố lốc và mưa đá nói riêng.

2. 1. CÁC HÌNH THẾ THỜI TIẾT GÂY DÔNG MẠNH Ở CÁC TỈNH
MIỀN BẮC

2.1.1. Nguồn số liệu
Như đã nói ở trên dông nói chung và dông mạnh có kèm theo tố lốc và mưa
đá thường hình thành trong điều kiện khí quyển bất ổn định. Vì vậy muốn xác định
được hình thế Synóp thuận lợi cho việc xuất hiện các hiện tượng này trước hết phải

như các tác động của trường nhiệt ẩm, điều kiện động nhiệt lực ở các lớp khí quyển
trên cao và đặc biệt là phải phân tích ảnh hưởng của điều kiện địa hình khu vực.
Các hệ thống Synop chủ yếu chi phối miền Bắc nước ta là áp cao lạnh phía
Bắc, áp cao cận nhi
ệt đới, áp thấp nóng Ấn-Miến và xoáy thuận nhiệt đới. Tuy nhiên
tuỳ thuộc vào vị trí, cường độ, xu thế thay đổi các trường khí tượng, mối tương tác
giữa chúng mà các thuộc tính kèm theo sẽ rất khác nhau và kết quả là thời tiết xảy
ra cũng rất khác nhau. Ngoài ra do sự tranh chấp của nhiều hệ thống thời tiết nên kết
quả xác định hệ thống Synop sẽ có thể là hệ thống thời tiế
t độc lập chi phối chú yếu,
có thể là nhiều hệ thống thời tiết cùng tương tác, thậm chí có khi không thể xác định
được hình thế Synop. Khi xác định hệ thống Synop gây hiện tượng thời tiết nói
chung và hệ thống gây dông mạnh có kèm theo tố lốc nói riêng cần thiết phải xác
định được hệ thống chính (hệ thống chủ đạo), các hệ thống thời tiết tương tác cũng
như điều kiệ
n hoàn lưu, điều kiện nhiệt động lực (các tác nhân gây thời tiết) và mối
quan hệ giữa chúng. Những hình thế thời tiết điển hình được xác định thông qua
những tiêu chí đặc trưng cho từng loại đã được đúc kết.
Một loại hình thế Synop có thể bao gồm một hay nhiều hệ thống Synop
tương tác lẫn nhau và được phân chia thành hệ thống chính và hệ thống phụ. Hệ
th
ống chính là hệ thống chủ đạo khống chế khu vực. Hệ thống phụ là những hệ
thống có tác động đến hệ thống chính làm gia tăng hoặc suy yếu quá trình thời tiết
đặc trưng của hệ thống chính. Các hình thế Synop đặc trưng gây mưa và dông có thể
quyết định bởi một loại hình thế độc lập và cũng có thể kết hợp nhiều loại hình thế
khác nhau.
Đặc trưng chính để phân loại hình thế là dựa trên khối khí với các đặc
trưng vật lý của nó nói chung và trường áp nói riêng. Có 5 loại hình thế chính gây
mưa rào và dông là: áp cao lạnh, áp thấp nóng Ấn Miến, áp cao cận nhiệt đới, xoáy
thuận nhiệt đới và dải hội tụ nhiệt đới. Ngoài ra trong quá trình tranh chấp của các