Đề tài Động lực học của xoáy thuận nhiệt đới trưởng thành và sự di chuyển của xoáy thuận nhiệt đới – bão

hệ thống mây bão chứa khối lượng nước lớn. Khối lượng nước lớn là nguồn của những trận mưa lớn kết hợp với gió mạnh. Khi ngưng kết tạo thành hệ thống mây trong bão, lượng hơi nước này cung cấp một lượng ẩn nhiệt khổng lồ, đó chính là nguồn năng lượng duy trì hoàn lưu với gió rất mạnh và sự quang mây trong bão có thể duy trì trong nhiều ngày. Hình 1.6. Sơ đồ mặt cắt thẳng đứng qua hệ thông mây và mắt bão tương ứng với hướng di chuyển của bão từ đông sang tây (mũi tên)-Ci: mây ti trên cao (trái). Màn mây bão trên Biển Đông (phải). Tốc độ dòng thăng trong bão rất lớn, có thể đạt tới 30-35m/s và lên đến độ cao lớn, trên 10km, tạo thành cột không khí chuyển động xoáy rất mạnh tạo nên khối mây bão khổng lồ. Đến một độ cao nào đó dòng thăng yếu hẳn đi, tỏa ra xung quanh tạo nên dòng khí thổi ngang từ vùng tâm bão ra ngoài rìa bão tạo thành những màn mây mỏng vươn ra rất xa ngoài vùng gió bão. 1.6. CÁC GIAI ĐOẠN PHÁT TRIỂN CỦA BÃO Đời sống trung bình của bão khoảng 7-8 ngày đêm tính từ thời điểm phát sinh, phát triển cho đến khi đi vào bờ hoặc tan rã trên biển. Tuy nhiên có một số cơn bão chỉ kéo dài vài giờ, và cũng có những cơn bão tồn tại trên 15 ngày hoặc lâu hơn nữa. Theo Riehl (1979) có thể chia quá trình hình thành và phát triển của bão thành 4 giai đoạn: 1.6.1. Giai đoạn hình thành Bão xuất hiện từ một nhiễu động có sẵn trong trường dòng nhiệt đới, phần lớn (khoảng 80% trường hợp) bão hình thành liên quan với dải hội tụ nhiệt đới. Tuy nhiên, không phải nhiễu động nào cũng phát triễn thành bão. Quá trình khơi sâu thường diễn ra chậm chừng vài ngày đủ thời gian để gió tản mạn trong khu vực rộng lớn được sắp xếp lại, tạo thành các dòng khí xoáy hội tụ đưa không khí nóng ẩm vào tâm. Cũng có trường hợp mắt bão hình thành và hiện rõ chỉ trong vòng 24h. Trong giai đoạn hình thành gió có cường độ bão chỉ thấy ở mực thấp. Gió mạnh nhất tập trung ở phần hướng về phía cực và phía đông nếu bão hình thành trong sóng đông và gió có hướng biến đổi nếu bão hình thành trong rãnh xích đạo. Khi tốc độ gió cực đại tại vùng trung tâm vượt quá 17,2m/s, áp thấp nhiệt đới trở thành bão. Trị số áp suất ở tâm giảm tới khoảng 1000mb. Nếu đối lưu ổn định thì hoàn lưu mực thấp cũng có thể dẫn đến sự hình thành dải mây hình xoắn vào tâm. 1.6.2. Giai đoạn trẻ Không phải tất cả các xoáy thuận nhiệt đới đạt tốc độ gió cấp bão trong giai đoạn hình thành đều phát triển thành bão, nhiều xoáy thuận tan đi sau 24h. Một số khác di chuyển trên một khoảng cách lớn như là một tâm áp thấp nhiệt đới. Nếu có sự tăng cường thì khí áp thấp nhất giảm nhanh xuống dưới 1000mb. Gió có cường độ bão hình thành một dải bao quanh trung tâm xoáy. Mô hình mây biến đổi từ dải đường tố sang dạng dải xoáy về phía trung tâm. Ở phía dưới thấp, dòng hội tụ vào tâm có thể chưa bao quát phạm vi lớn nhưng trên cao có thể có dòng phân kỳ từ tâm xoáy. 1.6.3. Giai đoạn chín muồi Đặc điểm của giai đoạn này là khí áp ở tâm bão không tiếp tục giảm và tốc độ gió cực đại cũng ngừng tăng lên. Phạm vi hoàn lưu bão với tốc độ gió sức bão mở rộng. Giai đoạn chín muồi có khi kéo dài tới một tuần. Nếu trong giai đoạn trẻ phạm vi gió mạnh, sức bão chỉ giới hạn trong phạm vi bán kính 30-50km thì trong giai đoạn này có thể mở rộng trên 300km. Khu vực thời tiết xấu nhất nằm ở phía phải so với hướng dịch chuyển của bão. Quy mô của bão trong giai đoạn chín muồi biến đổi rất lớn. Thậm chí khi khí áp ở tâm bão thấp hơn 950mb, bán kính bão có khi chỉ 100-200km. Nếu khí áp tính trung bình đồng thời là 100mb cho toàn khu vực bão có bán kính 1000km thì khối lượng của nó là 3x1013 với hai bậc đại lượng lớn hơn. Khối lượng này ngang với khối lượng khí áp thấp Alêut. Bão trong giai đoạn chín muồi cũng phải trải qua các giai đoạn tăng cường và suy yếu không đều, kéo dài trong vài ngày, thường đó là trường hợp bão tương tác với hoàn lưu ôn đới. Sự biến đổi ngắn hạn của tốc độ gió chừng 10% trong khoảng 1 giờ. 1.6.4. Giai đoạn tan rã Khi bão di chuyển vào đất liền do điều kiện địa hình, lực ma sát tăng lên và nhất là khả năng cung cấp ẩm cho bão mất đi nên kích thước của bão giảm đi rất nhanh. Sau một thời gian ngắn (khoảng từ 1-2 ngày) thì bão tan rã hoàn toàn, đôi khi có thể tồn tại dưới dạng một áp thấp nhiệt đới và cho mưa lớn trên một phạm vi rộng. Trên biển bão cũng có thể tan rã khi gặp vùng nước lạnh như ở Tây Bắc Thái Bình Dương. Trên đất liền và trên biển bão có thể vòng quanh rìa cao áp cận nhiệt và đi vào miền ôn đới, không khí lạnh xâm nhập vào khu vực bão trở thành một xoáy thuận ngoại nhiệt đới. CHƯƠNG 2 ĐỘNG LỰC HỌC CỦA XOÁY THUẬN NHIỆT ĐỚI TRƯỞNG THÀNH VÀ SỰ DI CHUYỂN CỦA XOÁY THUẬN NHIỆT ĐỚI 2.1. CÁC PHƯƠNG TRÌNH CHUYỂN ĐỘNG Các phương trình nguyên thủy của chuyển động bao gồm phương trình động lượng ngang, phương trình thủy tĩnh, phương trình liên tục, phương trình nhiệt động lực và phương trình trạng thái đối với chuyển động không ma sát trong một hệ tọa độ quay trên mặt phẳng f có thể biểu diễn dưới dạng tọa độ cực, hình trụ (r, l, z) như sau: (2.1) (2.2) (2.3) (2.4) (2.5) (2.6) Trong đó là thành phần của vectơ của vận tốc, là mật độ không khí, là thông số coriolis, là áp suất , là nhiệt độ thế vị, là tốc độ đốt nòng phi đoạn nhiệt, là hàm Exner, là hằng số khí riêng, , là nhiệt dung đẳng áp,. Nhiệt độ được xác định bởi . Đối với chuyển động quy mô bão, có thể gần đúng thủy tĩnh, khi đó phương trình (2.3) có dạng: (2.7) Nhân phương trình (2.2) với và thực hiện một biến đổi ta được: (2.8) trong đó (2.9) là mômen góc tuyệt đối trên một đơn vị khối lượng của phân tử khí xung quanh trục quay. Nếu dòng khí là đối xứng trục (và không ma sát), vế phải của (2.8) bằng không và mômen góc tuyệt đối được bảo toàn. Lưu ý rằng mômen góc tuyệt đối trên một đơn vị thể tích. cũng được bảo toàn nếu khối lượng được bảo toàn (tức là ). 2.2. LỰC NỔI Lực nổi của một phần tử trong một lớp không khí phân tầng mật độ được xác định bằng sự chênh lệch khối lượng của không khí bị phần tử chiếm chỗ (đẩy lên theo định luật Archimedes) và khối lượng của phần tử khí đó. Đại lượng này thường đựơc biểu diễn trên một đơn vị khối lượng của phần tử khí dưới dạng: (2.10) trong đó là mật độ của phân tử khí, là mật độ của môi trường tại cùng một độ cao với phần tử khí, và là gia tốc trọng trường. Ở đây, tọa độ thẳng đứng được định nghĩa là tăng theo hướng ngược với lực trọng trường. Việc xác định lực đẩy giả thiết rằng khí áp bên trong phần tử khí là tương tự với khí áp của môi trường xung quanh nó cùng ở độ cao, giả thiết này có thể không được thỏa mãn ở khu vực xoáy quay nhanh. Trong trường hợp sau có thể xác định một lực nổi tổng quát tác động vuông góc với mặt đẳng áp đi qua phần tử khí và tỉ lệ với sự chênh lệch mật độ giữa phần tử khí và môi trường dọc theo bề mặt đó. Một biểu thức tương tự cho lực nổi dưới dạng (2.10) có thể nhận được bằng cách xuất phát bằng phương trình động lượng thẳng đứng và thế áp suất bằng tổng của áp suất tham khảo và nhiễu động áp suet . Đại lượng được xác định từ cân bằng thủy tĩnh với giá trị mật độ tham khảo thường được lấy bằng mật độ môi trường. Trong thực tế, mật độ môi trường không được xác định một cách duy nhất mà là giá trị mật độ được lấy trung bình theo phương ngang trên một miền đủ lớn xung quanh phần tử khí. Bỏ qua lực ma sát, gia tốc thẳng đứng trên một đơn vị khối lượng có thể viết dưới dạng: hoặc (2.11) trong đó là tốc độ thẳng đứng, là đạo hàm vật chất và t là thời gian biểu diễn đạo hàm, tuy nhiên thực hiện gần đúng không đàn hồi (Ogura và Phillips, 1962) trong đó mật độ ở mẫu số biểu thức (2.10) được lấy gần đúng bằng giá trị của môi trường. Rõ ràng là tổng của gradient khí áp thẳng đứng và trọng trường trên một đơn vị khối lượng tác động lên một phần tử khí sẽ bằng tổng của gradient thẳng đứng của nhiễu động khí áp lực nổi, trong đó lực nổi được xác định bằng biểu thức (2.10) bằng cách so sánh các giá trị mật độ tại một độ cao không đổi. Biểu thức b trong (2.11) có dạng tương tự như (2.10) nhưng được thay cho. Tuy nhiên, đạo hàm này phá vỡ giả thiết là khí áp địa phương (phần tử) bằng với của môi trường khi tính b. Một cách tổng quát, cách khai triển trên cho thấy lực nổi không xác định đồng nhất vì nó phụ thuộc vào việc lựa chọn mật độ tham khảo. Tuy nhiên, tổng của lực nổi và gradient nhiễu động áp suất trên một đơn vị khối lượng là đồng nhất. Nếu chuyển động là thủy tĩnh, gradient nhiễu động khí áp và lực nổi là bằng nhau và ngược dấu, nhưng chúng vẫn duy trì đồng nhất. Sử dụng phương trình trạng thái (, trong đó là hằng số khí riêng) và biểu thức thông thường của nhiệt độ thế vị ảo, lực nổi trên một đơn vị khối lượng có thể viết dưới dạng: (2.12) trong đó là nhiệt độ thế vị ảo của phần tử khí (k) và là giá trị tham khảo tương ứng. Số hạng thứ hai trong vế phải của (2.12) đôi khi được gọi là “lực nổi động lực”, tuy nhiên một vài khía cạnh nào đó thì đây là một thuật ngữ không chính xác bởi vì thế cơ bản lực nổi phụ thuộc vào nhiễu động mật độ và số hạng này hiệu chỉnh việc tính toán nhiễu động mật độ trên cơ sở nhiễu động nhiệt độ thế vị ảo. Nếu số hạng gradient nhiễu động trong khí áp trong biểu thức (2.11) được viết dưới dạng hàm Exner hoặc nhiễu động khí áp thí số hạng thứ 2 trong biểu thức (2.12) không xuất hiện trong biểu thức lực nổi. Biểu thức (2.12) cũng có hiệu lực đối với một xoáy quay nhanh, khi đó tồn tại thành phần theo hướng bán kính của lực nổi. Khi có mây, ta phải tính đến ảnh hưởng ủa ngưng kết đối với lực nổi tuy nhiên ở đây bỏ qua hiệu ứng này. 2.3 HOÀN LƯU SƠ CẤP Giả thiết rằng dòng ở trạng thái dừng () và bỏ qua hoàn lưu thứ cấp, tức là ta giả thiết vận tốc theo hướng bán kính bằng không. Khi đó phương trình (2.1) trở thành phương trình gió gradien: Hình 2.1. Sơ đồ minh họa sự cân bằng gió gradien trong hoàn lưu sơ cấp của một xoáy thuận nhiệt đới Lấy và và khử bỏ khí áp, ta nhận được phương trình gió nhiệt: (2.14) trong đó: (2.15) Biểu diễn tổng của lực ly tâm và lực Coriolis trên một đơn vị khối lượng. Đây là một phương trình vi phân từng phần bậc nhất tuyến tính đối với , với là giá trị mật độ tại bán kính R và độ cao z. Các đặc trưng của phương trình thỏa mãn (2.16) Các đường đặc trưng là các bề mặt đẳng áp, bởi vì một sự dịch chuyển nhỏ dọc theo mặt đẳng áp thỏa mãn . Sử dụng phương trình thủy tĩnh và cân bằng gió gradien cho ta phương trình của các đường đặc trưng. Lưu ý rằng gradien khí áp trên một đơn vị khối lượng xác định “lực trọng trường tổng quát” (Hình 2.2) sự biến đổi mật độ dọc theo đường đặc trưng phải thỏa mãn phương trình: (2.17) Hình 2.2. Mặt cắt theo bán kính – độ cao của các đường đẳng áp trong một xoáy quay nhanh biểu diễn các lực tác động lên một phần tử khí bao gồm lực trọng trường g trên một đơn vị khối lượng, tổng của lực ly tâm và lực Coriolis trên một đơn vị khối lượng . Lưu ý rằng các bề mặt đẳng áp vuông góc với “lực trọng trường tổng quát” địa phương . Lực Archimedes nghiêng lên trên và hướng vào trong trong khi đó trọng lực nghiêng xuống dưới và hướng ra ngoài. Do đó lực tác động lên phần tử trên một đơn vị khối lượng là . Cho trước profile mật độ theo chiều thẳng đứng, các phương trình (2.16) và (2.17) có thể được tích phân hướng vào trong dọc theo các đường đẳng áp để nhận được sự phân bố của mật độ và khí áp đối xứng trục cân bằng. Do đó, phương trình (2.16) cho ta độ cao của bề mặt khí áp có giá trị là tại bán kính R. Tiếp theo từ (2.17) đối với một xoáy chính áp , là hằng số dọc theo một mặt đẳng áp, tức là với cũng là một hằng số. Lưu ý rằng . Phương trình gió nhiệt (2.14) hoặc (2.17) cũng cho thấy đối với một xoáy thuận với và giảm khi bán kính giảm dọc theo bề mặt đẳng áp do đó nhiệt độ ảo và tăng. Do đó xoáy có tâm nóng. Ngược lại, nếu thì xoáy có tâm lạnh. Phương trình (2.14) là phù hợp với quan trắc rằng các xoáy thuận nhiệt đới là hệ thống có tâm nóng (tức là ) và vận tốc gió tiếp tuyến giảm theo độ cao . Lưu ý rằng do phương trình (2.16), đường đặc trưng dốc xuống khi tiến gần tới trục. Những phân tích trên cho thấy một dòng xoáy dừng bất kỳ với trường vận tốc là một nghiệm của hệ phương trình cơ bản từ (2.1) đến (2.6) khi trường mật độ thỏa mãn (2.14). Willoughby (1990) đã cho thấy theo quan trắc hoàn lưu sơ cấp của một cơn bão gần như ở trạng thái cân bằng gió nhiệt do đó những phân tích trên đây là cần thiết để hiểu biết cấu trúc của hoàn lưu này. Tuy nhiên ở đây đã bỏ qua hoàn lưu thứ cấp gắn liền với và khác không và đã bỏ qua hiệu ứng của ma sát gần bề mặt. 2.4. SỰ DI CHUYỂN CỦA XOÁY THUẬN NHIỆT ĐỚI - BÃO Quỹ đạo của một cơn bão là đường nối của các vị trí liên tiếp của cơn bão qua các giai đoạn tồn tại của nó. Vị trí của nó được xác định theo trường áp, trường gió và theo ảnh mây vệ tinh. Quỹ đạo được xác định một cách chính xác hơn, được coi là quỹ đạo chuẩn. Quỹ đạo trung bình nhiều năm (quỹ đạo khí hậu) của bão là đường nối các điểm có tần suất xuất hiện bão cực đại trên ô vuông kinh vĩ độ của khu vực nhất định. Dạng parabol đặc trưng của các quỹ đạo quy định bởi cơ chế bão di chuyển theo dòng dẫn đường, dòng không chịu ảnh hưởng nhiễu động của bão ở rìa hướng về phía Tây Nam và Tây Bắc của cao áp cận nhiệt. Tuy nhiên nhiều cơn bão chỉ đi theo dòng dẫn trong một thời gian, sau đó đổ bộ vào đất liền và tan đi. Khi có quỹ đạo hướng từ Đông Đông Nam lên Tây Tây Bắc có dạng gần thẳng như trong trường hợp các cơn bão từ tháng 8 đến tháng 12 ở Thái Bình Dương và Biển Đông. Một số cơn bão mạnh có thể có nội lực lớn có thể di chuyển theo nhiều dạng quỹ đạo khác nhau, có khi thắt nút một hay nhiều lần. Ta hãy xét tác động của một nội lực đối với sự di chuyển. Theo Rossby, nội lực của bão có thể được biểu diễn bằng công thức: F ở đây , là mật độ không khí, - tốc độ quay tương đối tính trung bình trong phạm vi bão, R- bán kính trung bình của bão. Nếu lực F>0, bão có xu thế di chuyển về phía cực với nội lực F. Từ biểu thức trên ta cũng thấy nội lực của bão tỉ lệ thuận với tốc độ quay và phạm vi của bão, tốc độ quay của bão càng lớn thì phạm vi của bão và nội lực của bão càng lớn, bão cũng có khả năng di chuyển theo tác động của nội lực. Có trường hợp bão cắt ngang qua áp cao cận nhiệt, nghĩa là cắt ngang qua dòng dẫn đường và di chuyển về phía cực. Ngoại lực tác động đối với sự di chuyển của bão thông qua dòng dẫn đường của môi trường. Ở miền nhiệt đới, dòng dẫn đường đối với các bão chủ yếu là dòng khí ở rìa phía nam, phía tây và tây bắc của cao áp cận nhiệt. Nguyên lý dòng dẫn đường đối với bão cũng là nguyên lý dòng dẫn đường tại mực 700 và 500mb đối với xoáy mặt đất miền ôn đới. Một vấn đề quan trọng cần giải quyết đầu tiên là xác định mực dòng dẫn đường dòng dẫn đường phù hợp nhất đối với bão. Kết quả nghiên cứu của nhiều chuyên gia đã chỉ ra rằng do trọng tâm của bão nằm ở gần mặt đất nên dòng dẫn đường không thể nằm ở quá cao. Các kết quả tính toán mối tương quan giữa đường đi của bão và dòng dẫn mực 300mb đều không cho kết quả tốt. 2.5. DỰ BÁO SỰ DI CHUYỂN CỦA BÃO 2.5.1 Xác định tâm bão 2.5.1.1 Xác định tâm bão theo trường áp Với giả thiết mặt đẳng áp ở mặt đất trong vùng trung tâm bão là hình phễu, với các đường đẳng áp khép kín trong và gần như đồng tâm, ta có thể xác định tâm bão bằng cách lấy đường trung trực của ba đoạn đường đẳng áp bao quanh tâm bão (Hình 2.3). Khi đó trung tâm bão sẽ là điểm giữa của hình tam giác tạo nên bởi sự giao nhau của ba đường trung trực. Sai số của phương pháp này sẽ lớn khi bão chuyển động nhanh và gần tới bờ lục địa vì khi đó đường đẳng áp và phân bố khí áp không còn đối xứng so với tâm bão. Hình 2.3. Đường nét đứt là đường trung trực của các đoạn đẳng áp AB, CD và EF. Điểm O là tâm của xoáy 2.5.1.2. Xác định tâm bão theo góc nghiêng của dòng khí ở gần tâm bão Phương pháp này được xây dựng trên giả thiết là các dòng khí hội tụ vào tâm bão với cùng một góc nghiêng. Tính trung bình góc này từ 20 – 400. Chẳng hạn với góc nghiêng là 200 thì đoạn đường dòng hướng vào tâm (đường đứt nét) hợp với véctơ tiếp tuyến với đường dòng sẽ tạo thành góc 900 + 200 = 1100 (Hình 2.4). Điểm giữa của tam giác tạo nên bởi ba đoạn đường dòng hướng tâm là của bão. Hình 2.4. Mũi tên chỉ hướng gió quan trắc trong vòng hoàn lưu bão. Đường đứt hợp với hướng gió góc 1100 (Eduardo, 1985). Trên đất liền do mạng lưới khí tượng dày đặc hơn nên ta có thể sử dụng khí áp mặt đất để xác định tâm bão. Trong trường hợp bão di chuyển trên đất liền thì ta có thể xác định thời điểm xẩy ra giá trị cực tiểu khí áp phối hợp với hướng gió để xác định tâm bão. Tuy nhiên, khi bão suy yếu và có sự biến dạng của trường áp do ma sát mặt đất sai số sẽ lớn. 2.5.1.3. Phương pháp xác định tâm bão bằng ảnh mây vệ tinh Số liệu vệ tinh cho phép quan trắc bão ở khu vực không có quan trắc mặt đất. Dùng tài liệu vệ tinh có thể xác định tâm bão theo hướng các đặc điểm hệ thống mây vùng trung tâm bão hay nối các ảnh mây thành một đoạn phim để theo giõi sự phát triển của độ xoáy của dải mây và từ đó xác định tâm bão. Khi mắt bão hiện rõ trên ảnh mây vệ tinh thì tâm hình học của mắt bão được coi gần đúng là tâm bão. Khi tâm bão chưa hiện rõ thì tâm có thể chệch khỏi vùng mây trung tâm. 2.5.2. Dự báo quỹ đạo bão 2.5.2.1. Phương pháp quán tính và phương pháp khí hậu Phương pháp quán tính dựa trên giả thiết là hiệu ứng tổng hợp của các lực tác động tới cơn bão trong thời đoạn đã qua sẽ tiếp tục tác động với cùng xu thế trong thời kỳ cần dự báo. Đây là phương pháp đơn giản, nhưng cho kết quả chấp nhận được trong vòng 12h nếu bão di chuyển ổn định, không chuyển hướng do sự biến đổi của dòng dẫn đường. Để dự báo bằng phương pháp quán tính ta phải có ít nhất 2 vị trí đầu tiên của cơn bão để xác định được hướng và tốc độ di chuyển của bão. Giả thiết rằng trong 12h tới bão vẫn di chuyển theo hướng và tốc độ như 12h qua ta có thể xác định được quỹ đạo của bão trong 12h tới. Nếu có 3 trung tâm quỹ đạo liên tiếp trên quỹ đạo ta có thể xác định quỹ đạo trong tương lai. Cần lưu ý là theo những quỹ đạo thực của bão trong các thời đoạn ngắn hơn ta có thể điều chỉnh các quỹ đạo bão để đạt mức chính xác cao hơn. Phương pháp khí hậu được thực hiện trên cơ sở các kết quả thống kê nhiều năm đối với quỹ đạo bão. Theo quỹ đạo bão nhiều năm trên mạng ô vuông kinh vĩ nhất định, người ta sẽ xác định quỹ đạo trung bình nhiều năm theo từng tháng và quỹ đạo trung bình nhiều năm sẽ là đường nối các điểm có tần số lớn nhất như bản đồ quỹ đạo bão trung bình ở Việt Nam và Biển Đông. Tốc độ di chuyển của bão cũng có thể tính trên cơ sở số liệu khí hậu trung bình của các chùm quỹ đạo bão hay cho từng khu vực và thời gian nhất định. Véctơ dịch chuyển của bão theo phương pháp khí hậu sẽ được xác định cho quỹ đạo và vận tốc di chuyển theo kết quả thống kê khí hậu. Véctơ tổng hợp của 2 phương pháp này là: = trong đó S là véctơ di chuyển của bão tính theo phương pháp quán tính, còn là véctơ di chuyển của bão theo phương pháp khí hậu. Theo véctơ tổng hợp này ta có thể xác định điểm đổ bộ của bão khi bão gần tới đất liền. Hiện 2 phương pháp này cho kết quả có thể chấp nhận được đối với các cơn bão ở khu vực có tần suất bão tương đối cao. 2.5.2.2. Phương pháp Synốp Phương pháp dòng dẫn đường Phương pháp dự báo sự di chuyển của bão bằng phương pháp Synốp dựa trên cơ sở quy tắc dòng dẫn đường như đã áp dụng đối với xoáy thuận ngoại nhiệt đới. Thường người ta dùng mực dòng dẫn cho các cơn bão chủ yếu là 700mb. Còn đối với cơn bão phát triển mạnh thì mực dòng dẫn là 500mb. Để xác định vị trí có dòng dẫn đường bằng cách từ tâm bão người ta kẻ một đường vuông góc với hướng chuyển động của bão và trên khoảng cách 5-80. Tùy theo quy mô của bão mà người ta xác định điểm mà tại đó có dòng dẫn đường, và điểm đó được gọi là điểm “kiểm tra” (Chin, 1970). Sử dụng dòng dẫn đường này có thể xác định hướng và tốc độ di chuyển của bão. Trên cơ sở đó dự đoán quỹ đạo bão trong tương lai. Phương pháp hệ thống dự báo hướng di chuyển của bão. a. Mô hình chuẩn Trong mô hình chuẩn, rãnh ôn đới dịch chuyển tới miền nhiệt đới tách áp cao cận nhiệt thành 2 bộ phận, phía đông và phía tây. Trung tâm bão ở mặt đất được ký hiệu bằng dấu hiệu xoáy () với khu vực tốc độ gió cực đại ở phía phải của bão theo hướng di chuyển (được ký hiệu bằng hình elips tô đậm). Tùy theo khu vực dòng khí thịnh hành ở các khu vực bão di chuyển tới mà các quỹ đạo của bão khác nhau. Chẳng hạn nếu bão di chuyển trong khu vực sống thịnh hành (DR: Dominant Ridge) trong điều kiện sóng yếu (WR: Weak Ridge) giữa 2 bộ phận áp cao có chiều ngang khá hẹp bão sẽ di chuyển theo quỹ đạo 1 hướng từ Đông sang Tây do được dẫn đường bởi gió Đông thịnh hành. Trong trường hợp dòng khí ở phần cực Tây của bộ phận áp cao phía Đông khá mạnh bão sẽ được dẫn về phía Tây Bắc đến sát sống yếu, từ điểm này bão có thể chuyển hướng và trước khi chuyển hướng bão thường dừng lại 1 thời gian. Nếu khu vực sóng yếu có chiều ngang không đủ lớn bão sẽ di chuyển theo hướng Tây Nam theo quỹ đạo 3 và cuốn vào theo dòng dẫn ở phía Đông Nam của bộ phận áp cao phía Tây và tiếp tục di chuyển về phía Tây Nam. Nhưng nếu sóng yếu mở ra đủ rộng thì bão sẽ di chuyển theo hướng Bắc, sau đó di chuyển theo quỹ đạo 2 về hướng Đông Bắc do bão tiến vào đới gió Tây ôn đới (MW: Midle Westerlies). Trong một số trường hợp bão có thể tiến tới rãnh ôn đới vốn là rãnh lạnh, gia nhập vào rãnh này và tan đi. Nếu bão di chuyển tới sát xích đạo và vào đới gió Tây xích đạo thịnh hành (EW: Equatoria Westerlies) thì bão sẽ di chuyển về phía Đông Nam ở phần phía Tây khu vực đới gió Tây này và về phía Tây Bắc nếu nằm ở phía Đông khu vực (Hình 2.5). Hình 2.5. Các quỹ đạo bão trong mô hình chuẩn, quỹ đạo thực chiếm tần suất 60% trong thời kỳ 1989-1996 (Car III.L.E, 1997) b) Mô hình hướng cực Đặc điểm của mô hình này là sự mở rộng của sóng yếu giữa hai bộ phận áp cao và kéo dài theo hướng Tây Đông Bắc giữa bộ phận áp cao phía Đông cũng như sự xuất hiện dòng khí thịnh hành hướng cực ở phía Tây phần biến dạng này hoặc sự mạnh lên dòng khí ở phần cực Tây của bộ phận áp cao phía Đông (Hình 2.6). Trong hình thế này, bão ban đầu di chuyển theo hướng Tây Nam – Đông Bắc trong khu vực dòng khí hướng cực (PO: Polar Orientation). Sau đó di chuyển về hướng Đông Bắc và Đông khi tiến vào khu vực đới gió Tây ôn đới. Hình 2.6. Các quỹ đạo trong mô hình hướng cực và quỹ đạo thực trong thời kỳ 1989-1986 (Car III.L.E, 1997). c) Quy mô vòng hoàn lưu gió mùa Về cơ bản mô hình này tương tự mô hình hướng cực nhưng ở phía Tây của bộ phận biến dạng của bộ phận áp cao phía Đông là vòng hoàn lưu gió mùa ngược chiều kim đồng hồ. Do tác động của vòng hoàn lưu này mà quỹ đạo hướng cực sẽ chuyển hướng về phía Tây theo vòng hoàn lưu từ Đông sang Tây nằm giữa bộ phận áp cao phía Tây của vòng hoàn lưu gió mùa trong khu vực gió thịnh hành. Trong khu hình thế này, bão ban đầu di chuyển theo hướng Tây Nam- Đông Bắc trong khu vực dòng khí hướng cực (PO: Polar Orientation) sau đó di chuyển về hướng Đông Bắc và Đông khi tiến vào khu vực đới gió Tây ôn đới. Trên quy mô này bão phía Tây nằm trong khu vực dòng hướng xích đạo sẽ di chuyển về phía Tây Nam và có khả năng tiến vào khu vực sống thịnh hành, tiếp đó di chuyển từ Đông sang Tây. Còn cơn bão phía Đông nằm trong khu vực dòng hướng cực sẽ di chuyển về phía Tây Bắc cũng có khả năng tiến vào khu vực đới gió Tây ôn đới và di chuyển về phía Đông Bắc. Nếu bão ở phía Tây đủ mạnh và có phạm vi lớn hơn hẳn bão ở phía Đông nó sẽ gây ảnh hưởng và cuốn cơn bão phía Đông di chuyển về phía Tây Bắc. Ngược lại nếu bão ở phía Đông đủ mạnh và có phạm vi đủ lớn sẽ đẩy bão phía Tây hơi di chuyển lệch về phía Nam. Hình 2.7. Các quỹ đạo bão trong mô hình vòng gió mùa ( Car III.L.E, 1997) G: Tâm vòng gió mùa, ---- Ranh giới khu vực, Khu vực tốc độ gió cực đại Hình 2.8. Các quỹ đạo bão trong mô hình bão kép ----- ranh giới các khu vực, Khu vực tốc độ gió cực đại, Quỹ đạo đặc trưng 2.6. SỰ TAN RÃ CỦA BÃO Sự tan rã của bão có liên quan đến sự biến đổi của điều kiện môi trường không thuận lợi cho sự phát triển của bão. Sự biến đổi này là sự biến đổi về cấu trúc của bão thể hiện ở: sự giảm đáng kể của nhiệt độ mặt nước biển trên một khu vực lớn dưới ngưỡng 260C, sự giảm của lực ma sát tạo hội tụ trong lớp biên Ekman (lớp thấp hơn 1km), sự giảm của độ bất ổn định, sự giảm hoàn lưu khí tượng từ hệ thống môi trường vào bão, và sự suy yếu hay phá vỡ lõi nóng. a. Sự biến đổi nhiệt độ mặt nước biển Sự biến đổi nhiệt độ mặt nước biển đóng vai trò quan trọng đối với sự tan rã của bão. Kết quả của sự thử nghiệm cho thấy rằng cả cường độ và quy mô của bão đều thích ứng rất nhạy đối với sự biến đổi nhiệt độ mặt nước biển và quy mô của khu vực nóng trên biển: Nếu nhiệt độ mặt nước biển nhỏ hơn 26.5°C thì bão không bao giờ đạt tới cường độ của bão rất mạnh, ngược lại, nếu như nhiệt độ mặt nước biển lớn hơn 27.5°C thì cường độ của bão chắc chắn sẽ tăng lên. Trong trường hợp nhiệt độ mặt nước biển đột nhiên giảm từ 27.5°C đến 26.5°C thì sẽ có sự giảm yếu của bão. Nếu khu vực biển nóng có đường kính khoảng 300km duy trì trong khu vực lõi bão thì cường độ của bão sẽ tăng cường và duy trì. Quy mô của khu vực gió cấp bão sẽ giảm đi nếu như khu vực biển nóng thu hẹp lại. Nếu không có nguồn nhiệt từ biển thì nhiễu động khởi đầu không thể phát triển cường độ tới mức áp thấp nhiệt đới. Nếu như nguồn nhiệt trên biển hoàn toàn bị mất đi khi vào đất liền thì sự giảm yếu của bão sẽ diễn ra nhanh chóng và bão sẽ tan rã. b. Sự giảm hội tụ do ma sát trong lớp thấp nhất Do cường độ của sự hội tụ trong lớp ma sát dẫn tới hoạt động đối lưu rất mạnh trên những khu vực lớn trong hoàn lưu của bão nên sự giảm yếu của hội tụ gió này sẽ dẫn tới sự giảm yếu của hoạt động đối lưu nói chung. Điều đó ngăn cản vận chuyển nhiệt và mômen từ các lớp thấp đến các lớp trên cao và điều đó cũng làm giảm cường độ của lõi nóng và làm cho quan hệ gió nhiệt không cân bằng. c. Sự biến mất của nhiệt độ bất ổn định đối lưu của sóng trọng trường Trong chuyển động xoáy của bão nếu điều kiện bất ổn định của sóng trọng trường và sự cân bằng trong quan hệ gió nhiệt không bảo đảm thì bão sẽ không có khả năng trực tiếp lấy năng lượng từ nguồn nhiệt biển để điều khiển và duy trì hoàn lưu của trong bão để cân bằng năng lượng đối với môi trường trong trường hợp có sự lạnh đi bức xạ và có sự vận chuyển nhiệt và mômen cũng như là năng lượng đối với môi trường. Tiếp đó là sự biến mất của ma sát do động năng. Do đó bão giảm yếu và tan rã khi đổ bộ vào đất liền, mặc dù tốc độ tan rã có thể không lớn. Kết quả tính toán của Chen đã cho thấy rằng những quá trình thích ứng của gió nhiệt ít hiệu quả trong việc duy trì độ bất ổn định đối lưu của sóng trọng trường ở vĩ độ 30°N. Trên thực tế là bão thường đầy lên khi tới vĩ độ 30°N, mặc dù rất ít bão có thể đạt tới vĩ tuyến này mà vẫn giữ cường độ bão mạnh. Chúng thường là những cơn bão di chuyển rất mạnh. Trong trường hợp này thì quá trình bình lưu đóng vai trò quan trọng. d. Sự cản trở hoàn lưu khối lượng do hệ thống môi trường Sự cản trở hoàn lưu khối lượng do hệ thống môi trường đối với bão xảy ra khi dòng phân kỳ từ tâm ở trên cao bị nén bởi áp thấp trên cao trong dòng cở bản phần trên tầng đối lưu. Sự cản trở hoàn lưu khối lượng là kết quả của sự nén của hội tụ tầng cao. e. Sự yếu hay phá vỡ lõi nóng trong bão Sự yếu hay phá vỡ lõi nóng trong bão có thể do tổ hợp của các nhân tố sau: Sự giảm yếu đáng kể của hoạt động đối lưu mạnh trên một khu vực lớn trong hoàn lưu bão. Sự lạnh đi do phát xạ ở phần trên cùng của bão. Độ đứt gió theo chiều thẳng đứng trong dòng cơ bản mạnh đến mức có thể chia cắt phần trên cao của bão. Sự xâm nhập của không khí lạnh vào tâm bão. Kết quả khảo sát của Wada (1969) về sự biến đổi cấu trúc nhiệt của lõi nóng bão lớn Tilda năm 1961 trong giai đoạn tan và tính cân bằng nhiệt và hơi nước cho thấy: Cấu trúc nhiệt của lõi nóng lớp trên cao biến dạng lớn - giảm yếu hay mất hẳn trên vùng tâm bão cùng với vùng không khí nóng ở phía trái, đầu bão và phía sau trung tâm cơn bão. Sự giải phóng của tiềm nhiệt giảm rất nhanh trên mực 500mb nhưng lại tăng từ từ lớp phía dưới. Kết quả là tạo nên sự giảm nhiệt trên toàn bộ lõi nóng của bão. Dường như là sự giảm cường độ hoạt động của mây vũ tích do sự giảm cung cấp ẩm và sự giảm cường độ hội tụ ở mức thấp, lõi nóng bị phá vỡ. Độ đứt thẳng đứng của gió lớn trong dòng cơ bản cản trở sự tác động đến hoàn lưu của cơn bão lớn. Nếu độ đứt của gió đủ lớn đến mức có thể cắt rời phần trên của một bão lớn nhỏ và tương đối yếu thì sẽ gây nên hệ quả là sự tan của bão. Tuy nhiên, nếu bão mạnh và là hệ thống có sắp xếp thì độ đứt thẳng đứng của gió rộng lớn nhưng không quá lớn thậm chí tăng cường hoàn lưu khối lượng và dẫn tới sự tăng cường chứ không làm giảm yếu bão. Mặt khác, sự xâm nhập của không khí lạnh vào trong bão lớn phải cần được lý giải thận trọng vì không khí lạnh phải di chuyển xoáy về phía tâm bão với một góc giảm dần. Như vậy, trong giai đoạn chuyển tiếp lõi nóng “không chịu nhiễu động” có thể được bao vây bởi không khí lạnh trước khi xâm nhập. Do đó, bão mạnh thường tăng cường một thời gian ngắn trước khi bắt đầu giảm yếu và nhanh chóng tan rã. CHƯƠNG 3 KẾT QUẢ ĐÁNH GIÁ SAI SỐ DỰ BÁO QUỸ ĐẠO BÃO CỦA MÔ HÌNH HRM 3.1. KHÁI QUÁT VỀ MÔ HÌNH DỰ BÁO THỜI TIẾT KHU VỰC PHÂN GIẢI CAO HRM HRM là một mô hình số, thủy tĩnh cho dự báo thời tiết khu vực hạn chế qui mô vừa và . HRM được cấu trúc ngang hoặc theo lưới kinh-vĩ quay hoặc lưới điều hòa với độ phân giải có thể từ 0.25o đến 0.05o (tương đương 28km đến 6km). HRM sử dụng hệ tọa độ lai theo phương thẳng đứng, một hàm đơn trị của khí áp mặt đất biến đổi theo không gian và thời gian. Trên đỉnh của khí quyển nơi có thì và trên biên dưới của mô hình (địa hình mô hình) khi thì . Hệ tọa độ lai được thiết lập nhằm ứng dụng được những ưu việt của hệ tọa độ khí áp và của hệ tọa độ theo địa hình , đồng thời khắc phục được những nhược điểm tương ứng của chúng. còn phụ thuộc khí áp mặt đáy là một biến của không gian và thời gian. Trong tọa độ lai cần chọn một mực , từ mực này đến giới hạn trên của khí quyển thì trùng với hệ tọa độ , nghĩa là đối với , với . Từ mực xuống đến mặt địa hình thì hệ tọa độ lai lại tiến dần đến hệ tọa độ xác định bởi cấu trúc địa hình . Yêu cầu này đạt được bằng sử dụng một hàm tuyến tính. Hàm tuyến tính này gián đoạn tại với hằng số : đối với Khi đó hàm tuyến tính nghịch đảo sẽ là: trong đó đối với đối với Khí quyển thẳng đứng trong HRM tính từ mặt đất đặc trưng bởi đến giới hạn trên của mô hình tại và có thể chia thành 20 đến 35 mực. Các biến dự báo của mô hình như và biến cảnh báo như tốc độ thẳng đứng trong hệ tọa độ khí áp được xác định tại mực phân chia giữa các lớp - gọi là mực nguyên, trong lúc độ cao địa thế vị và tốc độ thẳng đứng trong tọa độ lai cùng với các thông lượng khuếch tán lại được tính cho mực giữa của các lớp - gọi là mực phân. a) Hệ phương trình Hệ các phương trình dự báo trong HRM dựa vào các phương trình nguyên thủy viết trong hệ tọa độ lai. Đó là 6 phương trình dự báo của 6 biến dự báo tương ứng: - Phương trình xu thế khí áp mặt đất: (3.1) - Phương trình cho các thành phần gió ngang: (3.2) (3.3) - Phương trình viết cho nhiệt độ: (3.4) - Phương trình viết cho lượng hơi nước: (3.5) - Phương trình viết cho lượng nước lỏng trong mây: (3.6) Chín phương trình cảnh báo gồm các phương trình sau: - Phương trình tính tốc độ thẳng đứng trong hệ tọa độ lai nhận được nhờ tích phân phương trình liên tục từ đến : (3.7) - Phương trình trạng thái biểu diễn qua thể tích riêng : (3.8) - Để xác định số hạng năng lượng chuyển đổi giữa thế năng và động năng trên mực cần viết lại phương trình trạng thái dưới dạng sau: (3.9) - Tốc độ thẳng đứng trong hệ tọa độ khí áp xác định được sau khi thay vào phương trình tốc độ thẳng đứng trong tọa độ lai ta được: (3.10) - Quan hệ tính xoáy thế tuyệt đối: (3.11) - Động năng trên một đơn vị khối lượng: (3.12) - Địa thế vị trên các mực mô hình nhận được từ tích phân phương trình thủy tĩnh: với (3.13) - Quan hệ xác định nhiệt độ ảo: (3.14) - Phương trình của độ ẩm riêng bão hòa: (3.15) với điều kiện khép kín là cân bằng bão hòa trong mây: - ngoài mây và - trong mây là áp suất hơi bão hòa trên nước xác định bằng công thức kinh nghiệm dạng sau: Ngoài ra, HRM còn dự báo gián tiếp một số tham số bề mặt và nhiệt độ trong lòng đất. Trong sản phẩm mô hình còn có 4 biến cảnh báo là tốc độ thẳng đứng trong tọa độ khí áp , địa thế vị , độ phủ mây và các hệ số khuếch tán . Những ký hiệu rút gọn và các hằng số sử dụng trong hệ phương trình mô hình: . Bán kính trái đất - nhân tố lỏng dần biên xung quanh, -khí áp trên biên xung quanh lấy từ GME; - khí áp bề mặt độ cao địa hình của HRM; - khí áp từ GME chuyển sang các mực của HRM; - hằng số chất khí khô và hơi nước tương ứng. - các số hạng khuếch tán ngang; - thông lượng rối thẳng đứng; gia tốc trọng trường ; các thành phần gió xác định từ GME. Gió trên vùng biên được điều chỉnh đến giá trị GME nhờ nhân tố điều chỉnh . - nhiệt riêng của không khí khô dưới áp suất không đổi; - ẩn nhiệt hóa hơi. Các số hạng phi đoạn nhiệt biểu diễn phần khuếch tán ngang; là các thông lượng rối thẳng đứng; là xu thế sinh ra bởi những quá trình qui mô dưới lưới đối với tương ứng; là tốc độ chuyển biến từ hơi nước sang nước lỏng mây. Các biến được cho bởi mô hình GME, nhờ đó để điều chỉnh các biến tiến dần đến giá trị tương ứng của mô hình điều khiển trên biên xung quanh thông qua . b) Điều kiện biên và ban đầu hóa Biên trên: trong những mô hình phân giải không gian cao như HRM thì sóng trọng trường nội trở nên quan trọng. Vì vậy ở đây nếu không có những cơ chế nhân tạo làm tiêu tan năng lượng của những sóng trọng trường nội này thì chúng sẽ được phản xạ lại trên đỉnh mô hình và dẫn đến phát triển những sóng đứng có kích thước bao trùm cả khí quyển thẳng đứng. Những sóng như vậy sẽ tạo ra trường tốc độ thẳng đứng không thực. Để khử loại sóng này trong HRM đã sử dụng điều kiện biên trên bức xạ (RUBC) do Klemp, Durran, Bougeaul phát triển năm 1983. Biên xung quanh của HRM lấy từ mô hình toàn cầu GME có làm trơn ít nhiều để cho các hệ thống qui mô nhỏ và sóng trọng trường có thể rời khu vực mô hình mà không phản xạ nhiều trên biên. Ban đầu hóa mode chuẩn ẩn (INMI): khả năng dự báo của một mô hình dự báo số để đưa ra được những dự báo hữu ích không chỉ phụ thuộc độ phân giải mô hình và độ chính xác của việc biểu diễn các quá trình động lực học và vật lý trong mô hình mà nó còn phụ thuộc rất nhiều vào các điều kiện ban đầu được sử dụng để tích phân mô hình. Không thể sử dụng thám sát trực tiếp làm trường ban đầu để tích phân mô hình số mà số liệu thám sát phải được biến đổi bằng một kiểu thích hợp động lực học để nhận được một tập hợp số liệu thích hợp cho ban đầu hóa mô hình. Quá trình này gọi là đồng hóa số liệu, bao gồm hai quá trình là phân tích khách quan số liệu thám sát và ban đầu hóa số liệu. Địa hình: trên từng ô lưới, phụ thuộc vào độ phân giải trong HRM cần xác định các tham số: độ cao trung bình trên mực biển và vị trí của ô trên đất liền được xác định theo tập số liệu của Mỹ. Loại đất chủ yếu trong ô lưới xác định theo các bản đồ của FAO/UNESCO. Độ phủ thực vật được chọn bằng 0.75 đối với đất không có băng hay cát và độ cao gồ ghề trên đất phụ thuộc vào đất sử dụng cũng như sự biến đổi qui mô dưới lưới của địa hình. Albedo phụ thuộc vào loại đất, độ phủ tuyết và độ ẩm đất. c) Tham số hóa vật lý HRM có khả năng ứng dụng với độ phân giải ngang khoảng 28 đến 7km, với độ phân giải này HRM không thể mô tả trực tiếp các quá trình vật lý quy mô dưới lưới như bức xạ, đối lưu, khuếch tán rối ngang và đứng hay vật lý đất. Tất cả những quá trình này giữ vai trò quan trọng đối với động lực học khí quyển và đối với sự hình thành, phát triển các hiện tượng thời tiết. Các quá trình tham số hoá trong HRM bao gồm: - Bức xạ: được tham số hoá theo 2 sơ đồ riêng biệt đối với bức xạ sóng dài và bức xạ sóng ngắn. - Tham số hoá mây quy mô dưới lưới: dựa vào việc giải các phương trình budget cho các loại thực thể nước khác nhau. Trong sơ đồ này cần khảo sát những đặc điểm nước sau đây: hơi nước ở pha khí; nước mây dưới dạng những hạt lỏng lơ lửng quá nhỏ đến mức có tốc độ rơi nhỏ không đáng kể so với không khí; nước mưa trong pha lỏng đủ lớn để có tốc độ rơi lớn không thể bỏ qua; tuyết dưới dạng tinh thể băng có tốc độ rơi lớn đáng kể. - Giải phóng ẩn nhiệt bằng đối lưu cumulus: Giải phóng ẩn nhiệt bằng đối lưu cumulus là quá trình thống trị để vận chuyển nhiệt năng từ mặt đất vào tầng đối lưu trên ở nhiệt đới, năng lượng này sau đó được vận chuyển hướng cực bằng hoàn lưu Hadley. Sơ đồ tham số hóa đối lưu Tiedtke (1989) phân biệt 3 quá trình đối lưu khác nhau (đối lưu sâu, đối lưu nông và đối lưu mực giữa) nhưng theo một kiểu duy nhất, nghĩa là vào một thời điểm, trên mỗi hộp lưới chỉ cho phép xảy ra một loại đối lưu. - Khuếch tán rối đứng: tham số hoá nhờ gần đúng thông lượng gradien. Hệ số khuếch tán đứng được suy ra từ các phương trình cảnh báo của động năng rối. - Khuếch tán rối ngang: không được coi là một tham số hoá vật lý quan trọng mà sử dụng như một phép lọc để khử nhiễu quy mô nhỏ ra khỏi nghiệm số. - Mô hình đất: nhiệt độ trên mặt đất và tốc độ bốc hơi không phải là biến của mô hình nhưng nhiệt độ mặt đất lại cần thiết trong điều kiện biên để xác định thông lượng bức xạ và thông lượng hiển nhiệt. Độ ẩm đất bộc lộ trước hết qua khả năng bốc hơi của nó ảnh hưởng đến trữ lượng ẩm trong lớp biên khí quyển và do đó đến khả năng sinh mưa hay khô hạn. Hiện nay HRM sử dụng mô hình đất hai lớp phức tạp có tính đến tuyết và lưu chắn trên thực vật. 3.2. MỘT SỐ CHỈ TIÊU ĐÁNH GIÁ SAI SỐ QUỸ ĐẠO BÃO Để đánh giá kết quả dự báo quỹ đạo bão, khoá luận này em sử dụng các chỉ tiêu đánh giá bao gồm: Sai số vị trí (PE), sai số vị trí trung bình (MPE), sai số vị trí trung bình tổng thể (MPEA). Ngoài ra, có thể nhận định chi tiết hơn về xu thế của quỹ đạo dự báo so với quỹ đạo quan trắc là tính khoảng cách địa lý (d). Sai số vị trí (PE): Đặc trưng cho mức độ sai lệch về mặt không gian giữa vị trí tâm bão dự báo và vị trí tâm bão quan trắc. Giả sử xét một phương án dự báo cho N trường hợp bão, tại hạn dự báo t (t = 6h, t = 12h,..., t = 48h) của trường hợp bão thứ n, sai số vị trí được định nghĩa là khoảng cách địa lý giữa tâm xoáy dự báo và tâm xoáy quan trắc. (3.16) trong đó: xpn là vị trí tâm bão dự báo tại thời điểm t của trường hợp bão thứ n, còn xon là vị trí tâm bão quan trắc tương ứng. Thực tế, khoảng cách địa lý giữa 2 điểm bất kỳ A(l1,j1) và B(l2,j2) là độ dài cung của đường tròn lớn đi qua hai điểm đó và được tính theo công thức: (3.17) trong đó Re là bán kính trái đất, lấy giá trị bằng 6378.161 km. j, l lần lượt là vĩ độ và kinh độ của vị trí tâm bão tính bằng radian. Sai số vị trí trung bình (MPE): là trung bình các sai số vị trí cho tất cả các trường hợp bão khảo sát: (3.18) trong đó N là tổng số trường hợp bão. Sai số vị trí trung bình tổng thể (MPEA): là trung bình của MPE là trung bình của MPE cho tất cả các hạn dự báo 6h, 12h, ..., 48h: (3.19) trong đó, ti là thời điểm dự báo thứ i (i=1,...,8), tiÎ{t0+6h, t = t0+12h,..., t = t0+48h} 3.3. NGUỒN SỐ LIỆU Trong khoá luận này các cơn bão được chạy thử nghiệm dự báo bao gồm: Tên cơn bão STT Thời điểm khảo sát Dạng quỹ đạo Cường độ Kino 1 00Z 19/07/2003 Bão mạnh cấp 1 Vmax= 32,5 (m/s) 2 00Z 20/07/2003 3 00Z 21/07/2003 Krovanh 4 00Z 23/08/2003 Bão mạnh cấp 2 Vmax= 45 (m/s) 5 00Z 24/08/2003 6 00Z 25/08/2003 Nepatak 7 00Z 13/11/2003 Bão mạnh cấp 1 Vmax= 37,5 (m/s) 8 00Z 14/11/2003 9 00Z 15/11/2003 10 00Z 16/11/2003 11 00Z 17/11/2003 12 00Z 18/11/2003 13 00Z 19/11/2003 Chanthu 14 00Z 12/06/2004 Bão mạnh cấp 1 Vmax= 37,5 (m/s) Vicenter 15 00Z 16/09/2005 Bão nhiệt đới Vmax= 20 (m/s) 16 00Z 19/09/2005 Damrey 17 00Z 24/09/2005 Bão mạnh cấp 2 Vmax= 45 (m/s) 18 00Z 24/09/2005 19 00Z 25/09/2005 20 00Z 26/09/2005 Mô hình HRM với độ phân giải 14km x 14km (161x161điểm) theo phương ngang và 31 mực thẳng đứng chạy dự báo (48h) các ngày bắt đầu từ lúc 00Z, tâm bão dự báo mỗi ốp cách nhau 6 tiếng được đưa ra đánh giá sai số so với quỹ đạo quan trắc. Để xác định vị trí của quỹ đạo dự báo, chúng tôi sử dụng một chương trình có sẵn dựa trên nguyên tắc tìm giá trị áp suất bề mặt cực tiểu để nhằm khảo sát các cơn bão hoạt động ở khu vực Biển Đông và có ảnh hưởng tới Việt Nam. Các thông tin quan trắc về bão được lấy từ website weather.unisys.com. 3.4. KẾT QUẢ ĐÁNH GIÁ SAI SỐ QUỸ ĐẠO BÃO VÀ PHÂN TÍCH Để đánh giá sai số quỹ đạo của một cơn bão trước hết ta xem xét sai số vị trí trung bình (MPE) theo kinh độ và vĩ độ của các cơn bão, trong đó đại lượng MPE xác định theo công thức (3.18) là giá trị sai số trung bình lấy giá tuyệt đối vị trí kinh độ và vĩ độ dự báo trừ đi vị trí kinh độ và vĩ độ quan trắc. Sai số vị trí trung bình theo vĩ độ tính trung bình cho các cơn bão được biểu diễn trên hình 3.1. Với sai số được tính theo công thức (3.18). Hình 3.1. Sai số vị trí trung bình MPE vĩ độ của các cơn bão Qua hình 3.1 ta thấy cơn bão Vicente (cơn bão số 5) có sai số lớn nhất là 1.33 độ vĩ và cơn bão Krovanh (cơn bão số 2) là 1.31 độ vĩ. Cơn bão Krovanh (cơn bão số 2) là một cơn bão bắt nguồn từ khu vực Tây Thái Bình Dương đi qua Philipin vào Biển Đông và đổ bộ vào phía Bắc Việt Nam, là cơn bão xẩy ra giữa mùa bão có cường độ bão mạnh thời điểm mạnh nhất đạt cấp bão mạnh số 2 (Typhoon) có tốc độ gió cực đại khoảng 45 (m/s) với hạn dự báo tương đối dài (11 trường hợp), tuy nhiên cơn bão Krovanh có quỹ đạo khá đơn giản, chủ yếu di chuyển theo hướng Tây Bắc và Tây Tây Bắc. Đối với cơn bão Vicente (cơn bão số 5) là một cơn bão bắt nguồn từ một áp thấp nhiệt đới được hình thành trên Biển Đông di chuyển vào khu vực Bắc Trung bộ Việt Nam và mạnh lên thành bão. Cơn bão Vicente là một cơn bão xẩy ra vào giữa mùa bão (tháng 9/2005) với tốc độ gió cực đại khoảng 20 (m/s), hạn dự báo 14 trường hợp. Cơn bão Vicente có quỹ đạo bão khá phức tạp (đổi hướng đột ngột) từ hướng Nam Đông Nam đổi hướng lên Bắc Đông Bắc tiếp tục di chuyển theo hướng Tây Tây Bắc. Sai số nhỏ nhất là của cơn bão Nepatak (cơn bão số 3) khoảng 0.6 độ vĩ (hạn dự báo 18 trường hợp). Cơn bão Nepatak là cơn bão xẩy ra vào cuối mùa bão, bắt nguồn từ một áp thấp nhiệt đới ở phía Đông bờ biển Philipin di chuyển vào Biển Đông Việt Nam và mạnh lên thành bão. Cơn bão Nepatak di chuyển nhanh, chủ yếu theo hướng Tây và Tây Tây Bắc, tiến sát đến ven biển miền Trung và đổi hướng đột ngột lên phía Bắc Đông Bắc (quỹ đạo khá phức tạp). Nhìn chung với sai số trung bình trên (MPE), ta nhận thấy mô hình HRM đã nắm bắt tương đối chính xác. Nếu tính sai số trung bình của 6 cơn này cũng chỉ khoảng 1 độ vĩ. Cùng với đánh giá sai số theo phương vĩ độ, ta nhìn nhận sai số này trên phương diện kinh độ được tính theo công thức 3.18 (trung bình sai số lấy giá trị tuyệt đối vị trí kinh độ dự báo trừ cho kinh độ quan trắc). Kết quả nhận được thể hiện trên hình 3.2. Hình 3.2. Sai số trung bình MPE kinh độ của các cơn bão Hình 3.2, nhìn chung sai số theo kinh độ của cả 6 cơn bão là khá nhỏ, sai số trung bình của 6 cơn bão chỉ cũng chỉ đạt 0.6 độ vĩ, trong đó cơn bão Vicente (cơn bão số 5) có sai số trung bình (MPE) lớn nhất nhưng cũng chỉ đạt 0.8 độ vĩ, cơn bão Chanthu (cơn bão số 4) có MPE theo kinh độ lại cho ta sai số trung bình nhỏ nhất khoảng 0.38 độ vĩ. Cơn bão Chanthu năm 2004 là một cơn bão bắt nguồn từ một áp thấp ở phía đông Phillipin, di chuyển vào Biển Đông và mạnh lên thành bão. Cơn bão Chanthu di chuyển nhanh chủ yếu theo hướng giữa Tây Tây Bắc và Tây Bắc, tiến sát đến bờ biểm Trung Bộ và đổ bộ vào đất liền thuộc bộ phận tỉnh Bình Định và Tây Nguyên. Sau khi vào đất liền, Chanthu suy yếu thành áp thấp nhiệt đới rồi tan dần. Cơn bão Chanthu ở thời điểm mạnh nhất đạt cấp bão mạnh (typhoon) với tốc độ gió cực đại 37,5 (m/s), xẩy ra vào đầu mùa bão có quỹ đạo khá đơn giản. Tiếp đó là cơn bão Nepatak (cơn bão số 3) cho sai số cũng khá nhỏ với MPE vào khoảng 0.57 độ vĩ. Để thấy rõ hơn về sai số vị trí kinh vĩ độ của các cơn bão, ta xét tiếp giá trị trung bình khoảng cách địa lý. Khoảng cách địa lý này được tính theo công thức 3.17 và sau đó được lấy theo trung bình số học. Kết quả thu được thể hiện trên hình 3.3. Hình 3.3. Trung bình khoảng cách của các cơn bão Với đồ thị trên hình 3.3, trung bình khoảng cách của từng cơn bão ta thấy khoảng cách tính trung bình theo vị trí địa lý thì cơn bão Vicente (cơn bão số 5) cũng cho giá trị lớn nhất với trung bình khoảng 185km. Cơn bão Nepatak (cơn bão số 3) và cơn bão Chanthu (cơn bão số 4) là những cơn bão có giá trị trung bình khoảng cách vị trí địa lý nhỏ nhất (khoảng 100km). Do sai số trung bình vị trí theo kinh vĩ độ có sự khác nhau nên khoảng cách vị trí địa lý tính trung bình có sự khác nhau. Và kết quả đó khá hợp lý với 2 kết quả trung bình sai số vị trí theo kinh vĩ độ (MPE). Để đánh giá mô hình HRM về dự báo quỹ đạo bão được rõ hơn ta đi tìm hiểu về sai số trung bình của 6 cơn bão được khảo sát theo thời gian (hạn dự báo) về phương diện kinh vĩ độ và khoảng cách địa lý của từng cơn bão. Trước tiên ta xem xét MPE về phương diện vĩ độ của các cơn bão theo hạn dự báo (ốp quan trắc). Sai số này cũng được tính theo công thức 3.18. Kết quả nhận được được thể hiện trên hình 3.4 dưới đây. Hình 3.4. Sai số trung bình MPE vĩ độ của các cơn bão theo thời gian Sai số trung bình vị trí vĩ độ theo hạn dự báo của các cơn bão (Hình 3.4) ta nhận thấy rằng trong khoảng thời gian bắt đầu dự báo (06Z) giá trị MPE nhỏ và được giữ ổn định tới hạn dự báo 18Z, giá trị này tăng khá nhanh tới hạn dự báo 24Z (1.13 độ vĩ) sau đó giảm nhanh đến hạn dự báo 30Z (0.79 độ vĩ), được giữ ổn định tới hạn dự báo 36Z sau đó có sự tăng lên nhưng giá trị MPE tăng chậm cho tới 48Z. Nhìn chung sai số trung bình vĩ độ theo hạn dự báo của các cơn bão là khá nhỏ, lớn nhất cũng chỉ 1.13 độ vĩ tại hạn dự báo 24Z. Sai số trung bình vị trí kinh độ theo các hạn dự báo của các cơn bão (Hình 3.5) dưới đây: Hình 3.5. Sai số trung bình MPE kinh độ của các cơn bão theo thời gian Sai số MPE kinh độ theo hạn dự báo của 6 cơn bão khảo sát tương tự như MPE vĩ độ theo hạn dự báo, sai số được tính theo công thức 3.18. Với kết quả tính được, hạn dự báo 06Z có giá trị sai số nhỏ khoảng 0.55 độ vĩ, tới hạn dự báo 12Z MPE giảm xuống đạt giá trị nhỏ nhất và sau đó tăng giảm liên tục tới hạn dự báo 36Z, sau đó sai số tăng lên rất nhanh theo thời gian tới hạn dự báo 48Z khoảng 1.04 độ vĩ. Chứng tỏ rằng, nhìn chung càng xa hạn dự báo thì mô hình cho ta sai số càng lớn. Hình 3.6 dưới đây chứng minh cho ta thấy được điều đấy. a, b, Hình 3.6. Quỹ đạo 48h của cơn bão Kino (a), cơn bão Nepatak (b) (Đường màu đỏ thể hiện quan trắc,các đường còn lại dự báo) Nhìn chung sai số trung bình vị trí theo thời gian của các cơn bão về kinh vĩ độ có sự sai khác về giá trị sai số trung bình. Nhưng tất cả các cơn bão được khảo sát theo thời gian, đầu hạn dự báo cho ta sai số nhỏ và theo thời gian sai số trung bình của các hạn dự báo tăng lên. Trung bình khoảng cách vị trí địa lý theo hạn dự báo của các cơn bão, giá trị được tính theo công thức 3.17, thể hiện trên hình 3.7. Hình 3.7. Trung bình khoảng cách của các cơn bão theo thời gian Trung bình khoảng cách địa lý của các cơn bão theo hạn dự báo (hình 3.7) thì sai số khoảng cách nhỏ rơi vào đầu ngày dự báo (06Z) khoảng 122.6 km có sự giảm chậm tới hạn dự báo 12Z (114km), sau đó tăng dần theo thời gian tới hạn dự báo 24Z khoảng 149 km rồi lại giảm tới hạn dự báo 36Z và sau đó tiếp tục tăng nhanh cho tới hạn dự báo 48Z (khoảng 150km). Ta thấy sai số trung bình vị trí giữa quỹ đạo thực và quỹ dạo dự báo là khá nhỏ, trung bình theo các hạn dự báo khoảng 125 km. Bảng 3. 1. Sai số trung bình MPE, MPEA của các hạn dự báo Hạn dự báo (h) MPE theo vĩ độ (độ vĩ) MPE theo kinh độ (độ vĩ) MPE khoảng cách (km) 06Z 0.89 0.55 112,6 12Z 0.88 0.44 114,3 18Z 0.93 0.69 139.8 24Z 1.13 0.61 147.9 30Z 0.76 0.73 122.2 36Z 0.74 0.52 107.3 42Z 0.79 0.76 122.4 48Z 0.79 1.04 156.8 MPEA 0.87 0.67 129.2 Nhìn chung, sai số trung bình vị trí tổng thể (MPEA) của các hạn dự báo theo kinh vĩ độ là khá nhỏ, với sai số trung bình tổng thể (MPEA) theo vĩ độ vào khoảng 0.87 độ vĩ, sai số trung bình tổng thể (MPEA) theo kinh độ khoảng 0.67 độ vĩ. Với kết quả tính sai số vị trí tâm bão (dự báo trừ quan trắc) ta thấy rằng hầu hết các sai số đều mang dấu dương, có nghĩa là mô hình cho kết quả dự báo tâm bão thường lêch Bắc và lệch Đông hơn, tâm bão dự báo thường có xu thế di chuyển chậm hơn so với tâm bão thực. KẾT LUẬN Ngày nay, để có một bản tin dự báo quỹ đạo bão hoàn chỉnh, các dự báo viên ngoài sử dụng phương pháp dự báo truyền thống synốp ra còn tham khảo thêm các sản phẩm dự báo số trị. Trong khoá luận này em đã sử dụng sản phẩm của mô hình HRM nhận được từ cơ quan khí tượng Đức, để khảo sát và đánh giá sai số dự báo quỹ đạo của 6 cơn bão (20 trường hợp bão) hoạt động trên Biển Đông và Tây Bắc Thái bình Dương có ảnh huởng tới Việt Nam. Khảo sát trên số liệu độc lập đối với 6 cơn bão hoạt động trên khu vực Biển Đông ta thấy: Mô hình HRM có khả năng dự báo khá tốt. Sai số trung bình vị trí (MPE) và sai số trung bình tổng thể (MPEA) của tâm bão là khá nhỏ, chất lượng dự báo bằng phương pháp số trị là khá chính xác. Tuy nhiên, có một số cơn bão mô hình chưa nắm bắt được nên có sai số lớn (cơn bão Krovanh và cơn bão Vicente), đa số các cơn bão khảo sát trên thì mô hình dự báo quỹ đạo bão di chuyển chậm hơn so với quan trắc. Khóa luận với mục đích chính là “ phân tích và đánh giá dự báo quỹ đạo bão của mô hình HRM”. Do thời gian có hạn nên em chưa khảo sát được nhiều cơn bão nên độ chính xác của sai số đủ ổn định, tuy nhiên với kết quả này ta có thể thấy mô hình HRM cho ta kết quả dự báo tương đối tốt và cung cấp được nhiều thông tin hữu ích cho các dự báo viên. TÀI LIỆU THAM KHẢO Tiếng Việt 1. Trần Công Minh (2006) Khí tượng synốp (phần nhiệt đới), NXBDHQGHN, Hà Nội. 2. Trần Công Minh (2006) Khí tượng và khí hậu đại cương, NXBDHQGHN, Hà Nội. 3. Trần Quang Đức (2007) Tập bài giảng khí hậu nhiệt đới. Tiếng Anh 4. Smith, R.K (2004), Lectures on tropical cyclones, University of Munich.