XAY DUNG CONG THUC TINH LUONG MUA TU SO LIEU RA DADOPLE CHO KHU VUC TRUNG TRUNG BO

báo cáo xây dựng công thức tính lượng mưa

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI

TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN

-HOÀNG MINH TOÁN

XÂY DỰNG CÔNG THỨC TÍNH LƯỢNG MƯA TỪ SỐ LIỆU RA ĐA ĐỐP-LE CHO KHU VỰC TRUNG TRUNG BỘ

LUẬN VĂN THẠC SĨ KHOA HỌC

Hà Nội – 2009

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI

TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN

-HOÀNG MINH TOÁN

XÂY DỰNG CÔNG THỨC TÍNH LƯỢNG MƯA TỪ SỐ LIỆU RA ĐA ĐỐP-LE

CHO KHU VỰC TRUNG TRUNG BỘ

Chuyên ngành: Khí tượng và Khí hậu học

Mã số: 60.44.87

LUẬN VĂN THẠC SĨ KHOA HỌC

NGƯỜI HƯỚNG DẪN KHOA HỌC: PGS.TS NGUYỄN HƯỚNG ĐIỀN

Hà Nội – 2009

Trong quá trình làm luận văn tốt nghiệp tôi được:

Đài Khí tượng Cao không đã cho phép tiếp cận, tìm hiểu, triển khai

và nghiên cứu trên cặp số liệu khảo sát rađa thời tiết - số liệu đo mưa tự động.

TT Quốc gia Dự báo KTTV-Phòng Dự báo Hạn ngắn, Đài Khí tượng Thuỷ văn Khu vực Trung Trung Bộ, Công ty CMT Hà Nội đã tạo mọi điều kiện thuận lợi cho tôi được đến và làm việc hoàn thành kế hoạch nhanh chóng và đạt yêu cầu.

Các chuyên gia Nhật Bản: GS.TS Matsumoto, GS.TS Kimpei ICHIYANAGI - Viện JAMSTEC, T.S.Hironari KANAMORI tại Đại học Tokyo, T.S Hideyuki KAMIMERA tại Viện JAMSTEC đã chuyển giao kỹ thuật, công nghệ, trang thiết bị và cùng chúng tôi xây dựng hệ thống đo mưa tự động.

Bên cạnh đó còn có sự giúp đỡ của các đồng nghiệp: T.S Trần Duy Sơn, T.S Ngô Đức Thành, Th.S Nguyễn Viết Thắng, Th.S Đào Thị Loan v.v tại Đài Khí tượng Cao không, T.S Tạ Văn Đa tại Viện Khí tượng Thuỷ văn và Môi trường Sự giúp đỡ nhiệt tình của các thầy cô, các bạn học viên ở Bộ môn Khí tượng- Trường Đại học Khoa học Tự nhiên - Đại học Quốc gia Hà Nội Đặc biệt là sự hướng dẫn tận tình của PGS.T.S Nguyễn Hướng Điền và sự giúp đỡ của T.S Nguyễn Thị Tân Thanh

Cho phép tôi bày tỏ lòng biết ơn chân thành trước những sự giúp đỡ quý báu đó.

Hà Nội, tháng 5/2009.

MỤC LỤC

MỤC LỤC 4

MỞ ĐẦU 6

CHƯƠNG 1: GIỚI THIỆU CHUNG VỀ RAĐA, RAĐA THỜI TIẾT TAM KỲ VÀ HỆ THỐNG ĐO MƯA TỰ ĐỘNG 8

1.1 GIỚI THIỆU CHUNG VỀ RAĐA 8

1.1.1 Lịch sử của rađa 8

1.1.2 Nguyên tắc hoạt động 8

1.1.3 Phương trình rađa đối với mục tiêu điểm trong chân không 10

1.1.4 Diện tích phản xạ hiệu dụng của mục tiêu khí tượng Thể tích phân giải của khối xung 12

1.1.5.Các phương trình rađa Probert-Jones và phương trình rađa rút gọn đối với mục tiêu khí tượng 15

1.2 RAĐA THỜI TIẾT TAM KỲ 18

1.3.HỆ THỐNG ĐO MƯA TỰ ĐỘNG 20

CHƯƠNG 2: ƯỚC LƯỢNG MƯA TỪ ĐỘ PHẢN HỒI VÔ TUYẾN CỦA RAĐA KHÍ TƯỢNG 25

2.1 KIẾN THỨC CƠ BẢN VỀ MƯA 25

2.1.1.Mưa và một vài loại mưa thường gặp 25

2.1.2.Một số đặc trưng cơ bản 26

2.1.3.Sự phân bố hạt mưa theo kích thước hạt 27

2.1.4.Phân cấp cường độ mưa 29

2.1.5.Sử dụng rađa để phát hiện mưa 30

2.1.6.Sử dụng rađa để ước lượng mưa 31

2.2 CÁC NGUYÊN NHÂN GÂY RA SAI SỐ KHI ƯỚC LƯỢNG MƯA BẰNG RAĐA KHÍ TƯỢNG 34

2.2.1 Sai số do hệ thống thiết bị rađa 35

2.2.2.Sai số do địa hình 35

2.2.3.Các sai số do điều kiện truyền sóng dị thường trong khí quyển 36

2.2.4.Các sai số do công thức tính cường độ mưa không bao hàm hết các đặc tính của vùng mưa 37

2.2.5 Sai số do hệ thống thiết bị đo mưa mặt đất 38

CHƯƠNG 3 PHƯƠNG PHÁP TÍNH TOÁN VÀ ĐÁNH GIÁ SAI SỐ 39

3.1 PHƯƠNG PHÁP BÌNH PHƯƠNG TỐI THIỂU 39

3.1.1.Đặt bài toán về cách tìm các tham số 39

3.1.2.Phương pháp bình phương tối thiểu 40

3.2 TỔNG QUAN VỀ ĐÁNH GIÁ 44

3.2.1 Một số kiến thức cơ bản về đánh giá 44

3.2.2 Một số đại lượng thống kê khách quan thường được sử dụng trong đánh giá 45

CHƯƠNG 4 CHƯƠNG TRÌNH TÍNH TOÁN, KẾT QUẢ VÀ KẾT LUẬN 48

4.1 TIẾN HÀNH XÂY DỰNG CÔNG THỨC 48

4.1.1.Thu thập số liệu 48

4.1.2 Xử lí số liệu và đồng bộ số liệu theo thời gian 49

4.1.3 Tính toán và đánh giá công thức 56

4.1.3 Giới thiệu phần mềm tính toán và kiểm nghiệm 58

4.2 KẾT LUẬN 62

TÀI LIỆU THAM KHẢO 63

PHỤ LỤC 65

PL1 Dạng đầu vào số liệu rađa 65

PL2 Dạng đầu vào của đo mưa tự động mặt đất 66

PL3.Mã nguồn phần mềm 69

PL4.Kết quả tính toán 91

MỞ ĐẦU

Thời tiết ảnh hưởng rất lớn đến đời sống kinh tế–xã hội của loài người Việc dự báo các hiện tượng thời tiết ngày càng trở nên cần thiết và trở thành mối quan tâm nhiều quốc gia trên thế giới Dự báo thời tiết thông qua dự báo các yếu tố: áp suất, nhiệt độ, độ ẩm, gió, mưa Như chúng ta đã biết, mưa lớn là nguyên nhân chính gây ra lũ ở vùng Trung Trung bộ và đã để lại những hậu quả rất nghiêm trọng cho vùng này trong nhiều năm qua nhất là trong thời gian gần đây, vì thế dự báo định lượng mưa được quan tâm nhiều nhất Để đo mưa định lượng (xác định cường độ mưa, tổng lượng mưa giờ, ngày…) được tiến hành với nhiều phương pháp trực tiếp hoặc gián tiếp, một trong những phương pháp đó là sử dụng ra đa khí tượng Ra đa có nhiều ưu điểm mạnh trong đo mưa định lượng so với mạng lưới trạm đo mưa trực tiếp tại mặt đất như: đo trong phạm vi rộng, xác định được diện tích vùng mưa, đo mưa với

độ phân giải cao về không gian và thời gian Ra đa có thể đo mưa tại các vùng sâu, vùng xa, ngoài biển nơi xây dựng rất khó khăn hoặc không thể xây dựng được những hệ thống trạm đo đạc yếu tố khí tượng bề mặt Hơn thế nữa ra đa còn có thể xác định được cấu trúc không gian ba chiều của trường mây và mưa trong vùng hoạt động của ra đa

Tuy nhiên, thực tế biến động của trường mưa rất phức tạp, nhất là tính biến động ngẫu nhiên của chúng theo quy mô thời gian và không gian, thểhiện qua cường độ, phạm vi Bên cạch đó hệ thống các trạm đo mưa trên lãnh thổ Việt Nam vẫn còn khá thưa thớt, một số vùng quan trọng mạng trạm đo mưa không đủ dày, độ chính xác ước lượng mưa bằng ra đa phụ thuộc rất nhiều vào các tham số như: độ rộng, mức độ bị che khuất của cánh sóng ăng ten, Một điểm nữa là các công thức tính lượng mưa khu vực Trung trung Bộchưa có hoặc mới ở giai đoạn áp dụng thử nghiệm vài hệ số thực nghiệm của

nước ngoài, vì thế ảnh hưởng rất lớn tới các phương pháp dự báo thời tiết, cảnh báo hệ quả của hiện tượng thời tiết nguy hiểm.

Xuất phát từ nhu cầu có được số liệu tốt phục vụ mục đích dự báo, điều tra, nghiên cứu nên việc sử dụng những tính năng ưu việt của ra đa thời tiết kết hợp với hệ thống đo mưa tự động để đo mưa mà đặc biệt là mưa diện rộng chính là mực tiêu của luận văn này

CHƯƠNG 1: GIỚI THIỆU CHUNG VỀ RAĐA, RAĐA THỜI TIẾT

TAM KỲ VÀ HỆ THỐNG ĐO MƯA TỰ ĐỘNG

1.1 GIỚI THIỆU CHUNG VỀ RAĐA

1.1.1 Lịch sử của rađa

Rađa là sản phẩm của sự phát triển kỹ thuật vô tuyến và điện tử học hiện đại, nó được đưa vào sử dụng từ trước chiến tranh thế giới lần thứ II ởcác nước có nền khoa học tiên tiến Rađa được sử dụng cho mục đích quân sự, dùng để phát hiện máy bay khi chúng vẫn nằm ngoài vùng nhìn thấy được, rồi hiển thị lên màn hình rađa Công cụ này ngày càng được sử dụng rộng rãi đểphục vụ cho mục đích quân sự

Ngày nay, khi công nghệ khoa học kỹ thuật phát triển, rađa có tác dụng lớn trong quốc phòng, kinh tế quốc dân và cả trong nghiên cứu khoa học Nhờnhững ưu điểm nổi bật mà rađa được sử dụng rộng rãi trong ngành khí tượng nhằm phát hiện, theo dõi, nghiên cứu mục tiêu, trong đó có các mục tiêu khí tượng

1.1.2 Nguyên tắc hoạt động

RADAR (RAdio Detection And Ranging) là một phương tiện kỹ thuật dùng để phát hiện và xác định vị trí của mục tiêu ở xa bằng sóng vô tuyến điện Có một điều thú vị là bản thân từ RADAR trong tiếng anh có thể đánh vần ngược từ cuối lên đầu mà vẫn giữ nguyên các âm tiết như khi đọc xuôi, như thể nó mang hàm ý rằng sóng của rađa phát đi vào không gian và lại quay ngược trở lại rađa

Máy phát của rađa tạo ra một sóng điện từ mạnh truyền vào khí quyển thông qua anten Trong quá trình truyền sóng trong khí quyển, sóng điện từ

gặp các mục tiêu, bị các mục tiêu tán xạ và hấp thụ Mục tiêu tán xạ sóng điện

từ theo mọi hướng trong đó một phần năng lượng sẽ quay trở lại anten

Hình 1.1 Anten rađa truyền

sóng vào khí quyển

Hình 1.2 Xung phản hồi lại rađa

Anten nhận tán xạ sóng điện từ trở lại, tập hợp chúng và khuyếch đại chúng lên nhờ bộ phận khuyếch đại điện từ Tuy vậy, tín hiệu trở về có mức năng lượng nhỏ hơn rất nhiều so với tín hiệu truyền đi Mục tiêu càng tán xạmạnh thì công suất tín hiệu nhận về càng cao

Sóng điện từ mà anten truyền ra có 3 thuộc tính cơ bản sau:

- Tần số lặp (pulse repetition frequency)

- Thời gian phát xung (transmission time)

- Độ rộng cánh sóng (beam width)

Tần số lặp là số lần xung phát trong một giây, nó tuỳ thuộc từng loại rađa Thời gian phát xung (còn gọi là độ rộng xung) là khoảng thời gian mà rađa phát ra một xung Khi một chùm tia di chuyển với tốc độ ánh sáng thì độdài của một xung (pulse length) có thể được tính một cách dễ dàng qua thời gian phát xung Độ rộng cánh sóng được xác định bởi độ rộng của góc hợp bởi hai tia có độ chói bức xạ bằng một nửa độ chói cực đại và ở những rađa

thời tiết hiện đại nó có độ lớn khoảng 10 Dựa vào độ rộng cánh sóng, độ dài của một xung và khoảng cách từ rađa tới xung ta có thể tính được thể tích xung phát (pulse volume)

Hình 1.3 Hình ảnh mô tả sóng điện từ mà rađa truyền ra

1.1.3 Phương trình rađa đối với mục tiêu điểm trong chân không

Khi lan truyền trong môi trường vật chất bất kì, sóng điện từ ít nhiều đều bị suy yếu dọc đường do bị hấp thụ và khuếch tán bởi các phần tử của môi trường Trong chân không, sóng điện từ không bị suy yếu bởi các hiện tượng này mà chỉ bị suy yếu nếu năng lượng sóng phải phân bố trong một vùng không gian ngày càng rộng lớn hơn Tuy nhiên, khí quyển sạch, không chứa các hạt aerosol (xon khí) chỉ hấp thụ và khuếch tán rất ít sóng vô tuyến điện từ mà các rađa thường sử dụng, do vậy có thể xem nó như một môi trường không gây ra sự suy yếu sóng Trong mục này ta xét một mục tiêu điểm nằm trong môi trường như vậy hoặc trong chân không

Nếu anten phát sóng với công suất xung Pt và hệ số khuếch đại của anten là G thì tại mục tiêu ở khoảng cách r sẽ có mật độ dòng năng lượng sóng điện từ Imlà:

4 r

G P

m

r

G P I

t m a

r

G P r

r

G P r

GA P A I





4 3

2 2

64

Hệ thức (1.6) là phương trình rađa cho một mục tiêu điểm trong chân không (hoặc trong môi trường không gây ra sự suy yếu sóng của rađa)

1.1.4 Diện tích phản xạ hiệu dụng của mục tiêu khí tượng Thể tích phân giải của khối xung

Độ lớn của năng lượng phản xạ được đánh giá bởi thông số m, gọi là diện tích phản xạ hiệu dụng của mục tiêu Diện tích phản xạ hiệu dụng của mục tiêu khí tượng m phụ thuộc không những vào kích thước, trạng thái, nhiệt độ và sự phân bố của các hạt mà còn vào tần số sóng (hoặc bước sóng) Việc tính toán mbằng giải tích là phức tạp, vì như trên đã nói, bản thân mục tiêu khí tượng rất phức tạp Để đơn giản, người ta tính toán m của mục tiêu khí tượng với các giả thiết sau:

- Coi như các hạt đều có hình cầu, bán kính a của hạt nhỏ hơn rất nhiều

so với bước sóng  (a  /32 = 0,03); khi đó diện tích phản xạ hiệu dụng của một hạt thứ i nào đó được tính bằng hệ thức thu được từ lí thuyết tán xạ của Rayleigh:

2 6 4

2 2

m

m

và bước sóng (ở đây mi là chỉ số khúc xạ phức của hạt thứ i) Sự phụ thuộc

i

K có giá trị bằng cỡ 0,197 tức là nhỏ hơn khoảng 5 lần

- Sự phân bố các hạt không ảnh hưởng lẫn nhau, nghĩa là khoảng cách giữa các hạt đủ lớn để trường điện từ của các hạt không tác dụng qua lại, lúc

đó diện tích phản xạ hiệu dụng của mục tiêu khí tượng trong một đơn vị thể

tích là tổng các diện tích phản xạ hiệu dụng của tất cả các hạt trong đơn vị thểtích đó Diện tích phản xạ hiệu dụng  của một đơn vị thể tích của mục tiêu khí tượng là:

i

i K a

1

6 2 4

5

π 64

Diện tích phản xạ hiệu dụng của mục tiêu khí tượng mkhi đó sẽ là:

công suất trung bình trong cả một khoảng thời gian bằng /2 (từ t   / 4đến

4

/

t   ) do đóng góp của tất cả các hạt nằm trong một nón cụt có chiều dài bằng h/2 (h là chiều dài không gian của một xung) dọc theo búp sóng ở lân cận khoảng cách r (từ r  h / 4 đến r  h / 4), mặt bên là mặt bên của búp sóng Thể tích của nón cụt này xấp xỉ bằng nửa thể tích của khối xung, theo định nghĩa, chính là thể tích phân giải của khối xung và có thể tính được như sau:

2

2 h R

trong đó R là bán kính mặt cắt ngang của khối xung Giữa R, độ rộng cánh sóng  (tính bằng rađian) và khoảng cách từ rađa đến mục tiêu r có mối liên hệ:

2 2 2

h r h r

sóng chiếu tới chúng khác nhau Với giả thiết “công suất” sóng phát mạnh nhất theo hướng trục búp sóng (Pmax) và giảm dần ra xung quanh (tới P1/2 ở rìa búp sóng) theo qui luật phân bố chuẩn, Probert và Jones đã tìm được công thức tính thể tích phân giải "hiệu dụng" của khối xung:

2 ln 16

i

i i

m r h K a r h K a

1

6 2 4

2 2 6

1

6 2 4

5 2

2

λ

θ 8π λ

64π 8

θ π.

N

i

i i

t

r

c G P a

K r

h r

G P

P

1

6 2 2

2

2 2 3

1

6 2 4

2 2 6 4 3

2 2

2 ln 024λ 1

τ θ π λ

2 ln 16

θ π 64 π 64

λ

(1.15)

Nếu tính đến sự suy yếu năng lượng dọc đường truyền trong khí quyển thực và dọc đường truyền từ anten đến máy thu, ta phải nhân vế phải của phương trình với một hệ số L (L<1) đặc trưng cho phần (tỉ lệ) năng lượng vềtới máy thu:



 π3P t G2θ2cτ N 2 6

(1.16)

Phương trình (1.16) được gọi là phương trình rađa Probert-Jones đối với mục tiêu khí tượng trong môi trường khí quyển thực.

Giá trị

6 1

2

i N

i

i D K

L trong phương trình Probert-Jones được gọi là độ truyền qua, nó có thể được viết lại thành:

Khi một rađa được lắp đặt, chỉ có những tham số sau đây không phải là

cố định: độ phản hồi Z, độ hao tổn bởi môi trường Ma và khoảng cách r Những tham số còn lại đều không đổi và được tổng hợp để tạo ra hằng số Cr

(ở một chế độ hoạt động của rađa, Cr là không đổi) Phương trình rađa trên có thể viết dưới dạng đơn giản (rút gọn):

trong đó:

rd t

r P G c L

C

2 ln

1024 2

2 2 3

e r

e r

0 2 10

2 2

10 10

e  , 

 0 4343 là độsuy yếu (attenuation), thường biểu thị trong đơn vị dB/km (1 dB/km = 10-4m-

mây và mưa gây ra

Với một biến đổi nhỏ, phương trình trên sẽ có dạng:

a r

r a r

r

L C

r P M C

r

P

Z

2 2

quyển và trong radar, tức là khuếch đại lên một số lần bằng

a

r L C

Cần nói thêm rằng các radar chưa số hoá không thể tính được La

(người ta chỉ coi Lalà một hàm của khoảng cách, chẳng hạn như coi nó tỉ lệnghịch với r chứ không lấy được tích phân (1.24)), thậm chí ngay cả nhữngradar số hoá thế hệ cũ với tốc độ tính toán không cao cũng không làm đượcđiều này Đối với các radar số hoá hiện đại thì khác, chẳng hạn như radar

bằng cách khuếch đại Pr lên một số lần bằng

a

r L C

r 2

sau khi tính được La) cầnđược thực hiện sau khi đã hiệu chỉnh ảnh hưởng của địa hình Z thu được cuốicùng thường được gọi là cường độ phản hồi vô tuyến đã hiệu chỉnh (correctedintensity), còn Z thu được khi không tính được tích phân La là cường độ phảnhồi vô tuyến chưa hiệu chỉnh

1.2 RAĐA THỜI TIẾT TAM KỲ

dụng từ tháng 4 năm 1998 tại thành phố Tam Kỳ-Tỉnh Quảng Nam Tuy quá trình hoạt động với thời gian dài các Modul của hệ thống đã xuống cấp, nhiều

bộ phận đã được sửa chữa, thay thế và hoạt động không thật sự ổn định nhưng rađa này đã đóng góp một phần không nhỏ trong công tác nghiệp vụ dự báo bão và các đợt mưa lớn.

trên hệ điều hành Unix 4.0, thuộc chủng loại ra đa tương đối hiện đại với cácsản phẩm cơ bản như sau:

Rađa DWSR thực hiện quét khối (volume scan) để thu được các số liệu thô tại một vùng không gian nào đó, từ đó có thể tái tạo các sản phẩm cơ bản

và tạo ra các sản phẩm dẫn xuất Sản phẩm cơ bản của rađa gồm: các ảnh vềcường độ phản hồi, tốc độ gió Doppler, độ rộng phổ… Từ số liệu quét khối

có thể tạo ra các sản phẩm dẫn xuất nhờ các phần mềm

Một số sản phẩm dẫn xuất:

a Sản phẩm CMAX(Z): là sản phẩm hiển thị giá trị cường độ phản hồi

vô tuyến cực đại (dBz) phía trên bề mặt diện tích

Với sản phẩm này cho phép ta xác định nhanh các ổ mây đố lưu, vùng

có hiện tượng thời tiết nguy hiểm (dông mạnh, tố, lốc, mưa đá vv)

b Sản phẩm ETOP: là sản phẩm hiển thị đỉnh phản hồi vô tuyến của mây (độ cao mây km) Sản phẩm này có ý nghĩa quan trọng trong hàng không, bởi nó giúp phi công lựa chọn độ cao bay Ngoài ra sản phẩm này còn

là một trong các yếu tố quan trọng để xác định chỉ tiêu nhận biết hiện tượng thời tiết nguy hiểm (dông mạnh, tố, lốc, mưa đá vv)

c Sản phẩm LRA(Z): Giá trị phản hồi trung bình của một lớp phản hồi vô tuyến là sản phẩm độ PHVT trung bình giữa hai mặt cắt ngang song song với mặt đất

d Sản phẩm CAPPI(Z) Là giá trị PHVT trên mặt phẳng ở độ cao nhất định.

e Độ cao của PHVT cực đại (HMAX) Là giá trị độ cao mà ở đó PHVT đạt cực trị trên mỗi pixel bề mặt

f Tổng lượng nước trong một cột mây VIL: là giá trị ước lượng tiềm lượng nước trong một đơn vị diện tích bề mặt mây (kg/m2) Giá trị VIL có ý nghĩa quan trọng trong việc xác định giữa dông nguy hiểm và dông không nguy hiểm

g Sản phẩm hiển thị profile tốc độ và hướng gió ngang VAD (Velocity Azimuth Display) là một trong những sản phẩm hữu hiệu nhất của ra đa DWSR VAD tương tự như giá trị đo gió tức thời của TKVT

h Sản phẩm lượng mưa tích lũy ACM (Accumulated Rainfall Mount)

là độ dầy của lượng nước mưa tích lũy trên một diện tích bề mặt trong một khoảng thời gian nhất định: 1, 3, 24h hoặc khoảng thời gian mà người sửdụng yêu cầu

i Sản phẩm mặt cắt tùy chọn XSEC(Z): Là sản phẩm hiển thị mặt cắt đứng của độ PHVT dọc theo một tuyến bất kì mà người sử dụng lựa chọn.Tuy có nhiều sản phẩm như vậy nhưng việc khai thác chưa thật sự hiệu quả Bởi các sản phẩm này chủ yếu hiển thị ngay tại máy quan trắc, còn nếu chuyển sang máy khác dạng đòi hỏi phải có phần mềm thứ cấp mô phỏng lại,hơn nữa các phần mềm thứ cấp này mới trong giai đoạn thử nghiệm

1.3.HỆ THỐNG ĐO MƯA TỰ ĐỘNG

Hệ thống đo mưa tự động bao gồm 32 trạm đặt trong bán kính quan trắc của rađa thời tiết Tam Kỳ, bắt đầu tiến hành khảo sát từ năm 2006 Đây là hệ

thống đo mưa tự động được xây dựng theo chương trình MAHASRI - hợp tác quốc tế giữa Việt Nam và Nhật Bản.

MAHASRI là một phần của Chương trình Nghiên cứu gió mùa quốc tế nhằm nâng cao sự hiểu biết của những người làm công tác khí tượng thủy văn (KTTV) về sự biến động của gió mùa châu Á và tăng cường khả năng dự báo gió mùa Kế hoạch thực hiện gồm quan trắc thực tế, quản lý dữ liệu và thiết lập mô hình Việc quan trắc thực tế được tiến hành trong năm 2008-2009, trên

cơ sở số liệu đó sẽ nghiên cứu từ 2009 đến 2013 Với 60% dân số sống trong vùng ảnh hưởng của hệ thống gió mùa châu Á, nghiên cứu sự thay đổi của khí hậu gió mùa châu Á sẽ tác động lớn đến đời sống, kinh tế thế giới trong tương lai

Hệ thống đo mưa này được chính tác giả tham gia lắp đặt, thiết lập và lập trình hệ thống truyền tự động về máy chủ đặt tại Đài Khí Tượng Cao Không Hiện nay đã thiết lập được 10 trạm truyền trực tuyến 10 phút/1 lần và được hiện thị bằng các biểu đồ mô phỏng giá trị lương mưa theo thời gian.Bao gồm: biểu đồ lượng mưa trong thời gian 1giờ hiện tại (bảng mầu tím), biểu đồ lượng mưa theo ngày (bảng mầu xanh nước biển )và biểu đồ lượng mưa theo tháng (bảng mầu xanh lá cây), các giá trị lượng mưa >0 mm

có mầu vàng Hệ thống biểu đồ này đang trong giai đoạn phát triển sẽ có nhiều thay đổi theo chiều hướng thuận tiện và hiệu quả hơn trong thời gian tới

Hình 1.6 Biểu đồ giá trị lượng mưa hiển thị trực tuyến trên website

Tại trạm đo bao gồm: Sensor đo mưa, Datalogger và modem ADSL hoặc Modem GPRS

Các loại datalogger

a, Kadec

b, Bluebox

Hình 1.7 Các loại datalogger triển khai phục vụ nghiên cứu

a, Loại Kadec: Là loại datalogger sản xuất tại Nhật bản, có thể kết nối trực tiếp với modem diaup qua cổng RS232 thông qua điện thoại để truyền số liệu, sử dụng 2 nguồn năng lượng điện lưới và 2 pin AA

b, Loại Bluebox (hình 1.7 b) Là loại datalogger sản xuất tại Nhật bản bên trong sử dụng đồng thời 2 hệ điều hành, 1 dạng phần mềm nhúng đơn giản để lưu số liệu vào thẻ CF và hệ điều hành thứ 2 là loại small linux, sử dụng 2 nguồn năng lượng 4 pin AA lưu trữ số liệu và điện lưới kết nối với hệ

thống internet (như Leasedline, ADSL, internet GPRS) số liệu sẽ được truyền

tự động theo các địa chỉ đã thiết lập theo thời gian thực

c, Loại Hobo Là loại datalogger sản xuất tại Nhật bản, là loại lưu trữ hiệu quả và an toàn nhất có thời gian lưu lâu nhất 1-2 năm nhưng lại kết nối trực tiếp bằng dây đặc chủng và chỉ sử dụng loại pin 3V CR2032

d, Loại RF3 Là loại datalogger sản xuất tại Nhật bản, có hiển thị giá trị mưa (lượng và cường độ/ ngày và giờ) và cài đặt chế độ cảnh báo ra màn hình LCD, sử dụng 2 pin AA- nên nhanh hết pin trong 3-6 tháng và dễ mất số liệu

Sensor đo mưa

CHƯƠNG 2: ƯỚC LƯỢNG MƯA TỪ ĐỘ PHẢN HỒI

VÔ TUYẾN CỦA RAĐA KHÍ TƯỢNG

2.1.KIẾN THỨC CƠ BẢN VỀ MƯA

2.1.1.Mưa và một vài loại mưa thường gặp

Các giọt nước và tinh thể băng rơi từ trong khí quyển xuống mặt đất được gọi là giáng thuỷ Thường người ta thường gọi giáng thuỷ lỏng (có khi

là cả giáng thuỷ rắn) là mưa

Đới mưa được đặc trưng bởi các tham số: kích thước, tốc độ di chuyển, thời gian tồn tại, sự phát triển pha, cấu trúc, phân bố

a Mưa phùn: là mưa tương đối đồng nhất, số lượng các hạt nhỏ (bán kính nhỏ hơn 1mm) Mưa phùn rơi từ mây tầng (St) và mây tầng tích (Sc) hoặc có thể do sương mù tan ra Cường độ < 0.25 mm/h, tốc độ rơi của hạt từ0.3 – 2 m/s Mưa phùn có độ trải rộng hàng trăm thậm chí hàng nghìn km, có thể hơn Mưa phùn thường xảy ra vào các mùa chuyển tiếp trong năm

b Mưa dầm: mưa rơi từ mây tầng tích front, nó được tạo ra do sự đi lên

có trật tự của không khí Bán kính của hạt mưa dao động từ 0.5 đến 1.5 mm Tốc độ rơi từ 2 – 6 m/s Độ trải rộng của đới mưa này khoảng vài chục đến vài trăm km

c Mưa rào: mưa rơi từ mây vũ tích front và trong khối không khí nội tại Bán kính hạt mưa thường vào khoảng 2 – 2.5 mm, còn tốc độ rơi thì từ 6 –9m/s Cường độ mưa rào thường rất mạnh

d Mưa đá: hình thành trong các mây vũ tích, trong các khối không khí

và front Mưa đá phụ thuộc vào mặt đệm (thường thì ở vùng núi nhiều hơn đồng bằng) Mưa đá thường xảy ra vào thời gian sau buổi trưa khi mà đối lưu

nhiệt phát triển cực đại và phân bố trên lãnh thổ rất không đồng nhất Những trận mưa đá thường kéo dài trong khoảng 5 phút, có khi lên tới 15 phút.

2.1.2.Một số đặc trưng cơ bản

a Quy mô

- Trận mưa trên diện tích lớn hơn 104km2 với thời gian tồn tại trên 10h,

là trận mưa có quy mô Synôp

- Trận mưa trải dài từ 50 – 80 km trên diện tích từ 103 – 104 km2 với thời gian tồn tại 1 – 2h là trận mưa có quy mô trung bình

- Trận mưa trải trên diện tích nhỏ hơn 103 km2 là trận mưa có quy mô nhỏ

- Nhỏ hơn nữa là các vùng mưa trải từ 1 – 4 km với diện tích từ 1-10

km2và tồn tại trong một vài phút là mưa dạng ổ

b Cường độ mưa

Cường độ mưa I là khối lượng nước rơi xuống một đơn vị diện tích trong một đơn vị thời gian, phụ thuộc vào nồng độ các giọt nước mưa, phổkích thước và tốc độ rơi của chúng xuống đất Cường độ mưa I phụ thuộc vào thời gian và địa điểm rơi:

D t

π ) ,

,

ở đây:

v(D) là tốc độ rơi của giọt mưa

u*(x,y,t) là tốc độ thẳng đứng của dòng không khí

Dmax, D min là đường kính cực đại và cực tiểu của giọt mưa

ND(x,y,t) là hàm mật độ phân bố của các hạt mưa theo đường kính D.Mưa có cường độ từ 0.6 – 3.0 mm/h, thường là mưa dầm.

Mưa có cường độ > 3.0 mm/h, là mưa rào

c Lượng mưa (tích luỹ)_R

Lượng mưa tích luỹ hay tổng lượng mưa được đo bằng độ cao của lớp nước được hình thành ngay trong mặt nằm ngang liên tiếp hoặc do băng tan trong điều kiện nước không chảy, không bay hơi và không thấm qua bề mặt

1

) (

t

t

dt t I

t1 và t2 là thời gian bắt đầu và kết thúc mưa Đơn vị của R thường tính

ra mm

2.1.3.Sự phân bố hạt mưa theo kích thước hạt

Từ 30 – 40 năm qua người ta đã nghiên cứu cách phân bố hạt mưa theo kích thước hạt, từ đó hình thành nên một vài kỹ thuật triển khai việc lấy mẫu này như sau:

- Phương pháp xử lý các mẫu hạt nước trên giấy lọc trong một quãng thời gian Δt

- Xử lý mẫu hạt rơi qua một thể tích được chiếu sáng trong một quãng thời gian Δt

- Phân tích ảnh chụp hoặc băng ghi hình các mẫu hạt

Trên cơ sở các kết quả thu được về sự phân bố hạt mưa theo kích thước hạt ta có thể dễ dàng tính các yêu tố liên quan như cường độ mưa I (mm/h), hàm lượng nước lỏng (g/m3), và độ phản hồi rađa (mm6/m3)

Xét một hàm phân bố số hạt theo kích thước do Marshall – Palmer đưa

ra Hình 2.1 trình bày ba phân bố theo kích thước hạt thu được ở Ottawa, được Marshall – Palmer dùng để tìm mối quan hệ giữa mật độ phân bố số hạt

NDtheo kích thước D

Hình 2.1 Hàm phân bố kích thước hạt Marshall – Palmer có đối

chiếu với các kết quả của Laws và Parson

Hình vẽ chỉ sự phụ thuộc của hàm phân bố hạt mưa ND vào kích thước hạt mưa D, đây chính là phân bố Marshall – Palmer Marshall – Palmer đưa ra công thức tính phân bố kích thước của hạt mưa như sau:

từ công thức ở trên, ta có thể dễ dàng tính được số hạt trong một đơn vịthể tích.

2.1.4.Phân cấp cường độ mưa

Rađa có thể cung cấp các thông tin định lượng về mưa với độ phản hồi rađa từ mưa, biến đổi từ khoảng 20 dBz (100 mm6/m3) đến hơn 50 dBz (100000 mm6/m3) Độ phản hồi cao, đạt đến 75 dBz có thể đo được trong mưa dông, nhưng độ phản hồi cao trên 55 dBz lại thường gắn liền với mưa đá Các bộ xử lí của rađa có thể phân tích được sự khác nhau nhỏ về mức

độ phản hồi Nhiều rađa có dải phản hồi rộng đến 90dBz Người ta thường chia dải này thành 256 phần khi cho độ phân giải cỡ

vô tuyến:

Bảng 2.1 Phân cấp mưa theo cường độ mưa và độ PHVT

(dựa trên công thức Z=200 I 1,6 )

Cấp Cường độ mưa tối thiểu Độ phản hồi tương ứng (dBZ)

2.1.5.Sử dụng rađa để phát hiện mưa

Khi hoạt động, rađa có thể phát hiện được rất nhanh các vùng mưa rào

và dông trên phạm vi khoảng 120 km từ nơi đặt trạm rađa tuỳ theo khả năng của từng loại rađa Chẳng hạn, rađa MRL-2 hoặc MRL-5 của Nga có thể phát hiện vùng mưa đến độ xa từ 90 đến 120 km, các rađa của Nhật Bản 80  120 km, Các vùng mưa trên màn chỉ thị quét tròn thường lẫn với các vùng mây chưa cho mưa, nhưng trên màn chỉ thị quét đứng thì khác: các vùng mưa có ảnh phản hồi sát xuống đến mặt đất, trong khi ảnh phản hồi của mây thì lơ lửng ở trên cao Tuy nhiên, cần lưu ý rằng khi có điều kiện siêu khúc xạ trong khí quyển thì ảnh phản hồi của vùng mưa sẽ bị nâng lên cao, còn khi có điều kiện khúc xạ yếu (dưới chuẩn) thì ngược lại, ảnh phản hồi sẽ bị hạ thấp xuống dưới cả mức mặt đất trên màn chỉ thị quét đứng

Việc phát hiện vùng mưa còn được tiến hành bằng cách đo độ phản hồi rađa Z tại độ cao xác định (gọi là H1 thường lấy bằng 1 km và 3 km) so với mặt đất và phía dưới mức băng tan trong phạm vi phát hiện của rađa đồng thời nhận dạng vùng mưa theo ngưỡng (chỉ tiêu) của Z đối với mưa (vùng nào

có Z vượt các chỉ tiêu này là vùng có mưa) Chẳng hạn, khi tồn tại ảnh phản hồi vô tuyến (PHVT) hỗn hợp tầng – tích, dấu hiệu để phân biệt vùng có mưa dầm là:

– Giá trị độ phản hồi lgZ3 ở mức H3 (độ cao mực 00C + 2 km) nhỏ hơn nhiều (khoảng từ 0,6 đến 18 khi Z tính ra mm6/m3) so với giá trị trong các ổmây tích;

– Giá trị độ phản hồi tại mức H2(độ cao mực 00C) lớn hơn nhiều giá trịtại mức H3(chẳng hạn, đối với MRL-2 và MRL-5 của Nga lgZ2– lgZ3 > 2); – Tồn tại một dải sáng cho đến khoảng cách 90 120 km

Nói chung, trong thực tế quan trắc, khi đo độ phản hồi để phát hiện vùng mưa phải chọn các góc cao hợp lí của anten rađa.

2.1.6.Sử dụng rađa để ước lượng mưa

Một trong những ứng dụng sớm nhất của số liệu rađa khí tượng là để đo mưa

Từ lâu, nhiều phương pháp đo mưa bằng rađa đã được đưa ra, nhưng về

cơ bản có ba phương pháp sau:

1/ Đo cường độ của bức xạ phản hồi (tức độ phản hồi rađa)

2/ Đo sự suy yếu của năng lượng rađa trong mưa

3/ Đo sự suy yếu và độ phản hồi tạo ra đồng thời ở hai bước sóng

Kĩ thuật được phát triển rộng rãi nhất là dựa trên cơ sở sử dụng độ phản hồi rađa (phương pháp thứ nhất) Trong vài năm gần đây, người ta đã tập trung đầu tư nhiều vào nghiên cứu khả năng sử dụng việc đo độ phản hồi vào ước lượng mưa theo những góc độ khác nhau Phương pháp thứ nhất được phát triển và áp dụng rộng rãi nhất nhờ sự thuận lợi trong thực hành của nó Đối với phương pháp thứ hai, bức xạ với bước sóng nhỏ hơn 3 cm bịsuy yếu mạnh bởi mưa, mối quan hệ giữa mức độ suy yếu và tích cường độmưa với kích thước ngang của vùng mưa dọc theo hướng truyền sóng của rađa hầu như tuyến tính Thực tế này có thể được sử dụng để đo cường độmưa trung bình giữa điểm đầu và cuối của của quãng đường mà sóng truyền qua Song, vì các khó khăn thực tế của việc tạo ra độ phân giải không gian tốt

để đo cường độ mưa đối với tất cả các vùng mưa nên kĩ thuật này không được phát triển cho sử dụng tác nghiệp

Trong phạm vi của luận văn tôi chỉ đề cập tới phương pháp thứ nhất

Sử dụng độ phản hồi vô tuyến quan trắc bởi rađa để ước lượng

cường độ mưa

Như trên đã nêu, độ phản hồi rađa Z được xác định bởi số lượng hạt trong một đơn vị thể tích, sự phân bố hạt theo kích thước và chỉ số khúc xạphức của chúng Vì cường độ mưa (I) và độ phản hồi rađa (Z) cùng có quan

hệ với số lượng hạt trong một đơn vị thể tích và sự phân bố hạt theo kích thước

Mối quan hệ toán học giữa độ phản hồi và cường độ mưa là mối quan

hệ thực nghiệm do Marshall và Palmer đưa ra vào năm 1948 có dạng

Công thức này được hình thành trên cơ sở nhiều công trình nghiên cứu

và thường được cài đặt mặc định trong rađa để tính cường độ mưa I từ độphản hồi rađa Z Như vậy, rađa là một phương pháp rất hữu ích để đo mưa trên các vùng rộng lớn và quan hệ Z – I là trụ cột cho phương pháp này

Cách đo Z bằng rađa được tóm tắt lại như sau Năng lượng phản xạngược từ các hạt mưa trong các vùng mưa bên trên mặt đất ở nhiều độ xa (range) đến 100 km hoặc hơn và ở các góc hướng khác nhau, có liên quan đến cường độ của mưa Ta biết rằng, với điều kiện là vùng mưa lấp đầy một khối xung thì

P là công suất phản hồi trung bình thu được từ mưa ở khoảng cách r ;

La là độ truyền qua của sóng trong khí quyển; Cr là hằng số rađa Từ giá trị

r

P thu được, rađa tự động khuếch đại lên

a

r L C

r2

lần để thu được độ phản hồi

vô tuyến Z Sau đó, áp dụng công thức thực nghiệm dạng (1.30) ta dễ dàng xác định được cường độ mưa I

Khó khăn nhất trong phương pháp này là các hệ số thực nghiệm A và b trong công thức (2.6) không ổn định mà phụ thuộc vào hàm phân bố hạt mưa theo kích thước, tức vào ND Yếu tố này thay đổi nhiều theo không gian và thời gian ngay cả trong một trận mưa Do vậy mà công thức (2.7) do Marshall

và Palmer đưa ra nhiều lúc dẫn đến sai số lớn trong việc ước lượng mưa

Vì vậy, nhiều giá trị A và b đã được đưa ra (xem bảng 2.2) Ngoài ra, quan hệ Z – I sẽ khác nhau rất nhiều trong không khí tĩnh so với trong không khí có chuyển động thẳng đứng Trong không khí có chuyển động thăng với tốc độ 2 m/s thì kết quả ước lượng cường độ mưa bằng Rađa có thể lớn hơn

100 % so với thực tế Khi sử dụng quan hệ Z – I để đo mưa, việc sửa đổi A và

b cho thích hợp tỏ ra không phức tạp, tuy nhiên, các công thức vẫn có sai sốlớn

Cho rằng mỗi loại mưa có một hàm phân bố hạt theo kích thước riêng, người ta đã xác định nhiều cặp giá trị A và b trong phương trình dạng (2.6) cho từng loại mưa Battan (1973) đã liệt kê trên 60 quan hệ giữa I và Z Mỗi phương trình thích hợp với từng hoàn cảnh cá biệt May mắn, hầu hết các quan hệ này không khác nhau nhiều khi cường độ mưa nằm trong khoảng từ

20 đến xấp xỉ 200 mm/h Tuy nhiên, có những trường hợp rất khó xếp vào

loại nào như mưa hỗn hợp (lỏng lẫn với đá, tuyết) Quan hệ điển hình đối với các kiểu mưa khác nhau được cho trong bảng 2.2.

Bảng 2.2 Các quan hệ thực nghiệm điển hình giữa độ phản hồi Z

(mm 6 /m 3 ) và cường độ mưa I (mm/h) (theo Battan, 1973)

Quan hệ thực

2.2 CÁC NGUYÊN NHÂN GÂY RA SAI SỐ KHI ƯỚC LƯỢNG MƯA

BẰNG RAĐA KHÍ TƯỢNG

Chất lượng các đo đạc bằng rađa nói chung và đo mưa bằng rađa nói riêng phụ thuộc vào rất nhiều yếu tố Nói cách khác là do các điều kiện cho phương trình rađa mục tiêu khí tượng và yêu cầu đo mưa không được thoả mãn Các điều kiện đó là:

- Các hạt phải có hình cầu

- Thoả mãn điều kiện tán xạ Rayleigh

- Các hạt phải lấp đầy khối xung

- Trong quá trình rơi xuống, các hạt giữ nguyên kích thước (tức là không bị bay hơi cũng như không bị chia nhỏ)

- Các hạt nước mưa rơi theo phương thẳng đứng, không có chuyển động ngang.

Ngoài ra còn nhiều nguyên nhân khác liên quan đến chất lượng đo đạc của rađa, đặc biệt là các nhiễu phản hồi từ mặt đất và vật cản “làm mù” một phần cánh sóng

2.2.1 Sai số do hệ thống thiết bị rađa

2.2.1.1 Sự suy yếu do vòm che

Anten rađa thường đặt trong một vòm che làm bằng sợi thuỷ tinh, giúp bảo vệ anten khỏi bị mưa, gió làm hỏng và cho phép hoạt động quay của nó nhẹ nhàng hơn Tuy nhiên, khi mưa, chụp bảo vệ bị ướt gây ra sự suy yếu năng lượng sóng điện từ của rađa

2.2.1.2.Tính không ổn định của rađa và tính không chuẩn xác của anten

Công suất của máy phát, độ khuếch đại của máy thu của rađa thường không ổn định Sự duy trì hệ thống ổn định là cực kỳ quan trọng Ngoài ra, hiệu chuẩn không chính xác phần cứng của anten cũng là nguyên nhân đáng

kể gây ra sai số trong quá trình ước lượng mưa

2.2.2.Sai số do địa hình

2.2.2.1 Nhiễu mặt đất

Búp sóng chính và búp sóng phụ của rađa đều có thể gặp mục tiêu mặt đất, điều này thường gây ra các phản hồi vô tuyến cố định, đó là những nhiễu địa hình Những nhiễu địa hình ở gần trạm rađa do búp sóng phụ gây ra thường là cố định do đó nó dễ dàng được loại bỏ; với những nhiễu địa hình ở

xa thì sẽ khó loại bỏ hơn

Rađa được đặt sao cho làm cực tiểu hoá các phản hồi mặt đất này, nhưng ta không thể loại bỏ hết hẳn được chúng Ta có một bản đồ ghi lại các nhiễu mặt đất này, từ đó có thể tránh sự hiểu lầm phản hồi đó là do mưa gây

ra Người ta cũng thử nghiệm các phần mềm để loại bỏ các mục tiêu cố định, nhưng những phần mềm này lại loại luôn cả những vùng mưa nếu mưa là tĩnh tại hoặc di chuyển theo hướng vuông góc với phương bán kính

Nếu những phản hồi này không được lọc và được sử dụng vào công thức Z – I để ước lượng mưa, tổng lượng mưa trong vùng phản hồi địa hình sẽlớn hơn giá trị mưa thực tế Khi sử dụng phép lọc phản hồi địa hình trong phần số liệu thô của rađa thì tổng lượng mưa ở những vùng không có ảnh hưởng địa hình sẽ bị thấp hơn so với thực tế

2.2.2.2 Sự che khuất

Giống như việc tạo ra các phản hồi vô tuyến cố định, tình trạng bị chắn của búp sóng bởi mặt đất gây ra sự che khuất một phần hoặc toàn phần búp sóng chính, như thế chỉ có một phần nhỏ hoặc không có năng lượng chiếu tới mưa ở phạm vi xa hơn, gây ra sự phản hồi lệch lạc từ mục tiêu khí tượng Có thể ví dụ như, vùng mưa ở thấp quá, lại nằm xa, thì rađa không thể phát hiện được, như vậy không thể đo được cường độ phản hồi từ vùng mưa đó Hoặc, vùng mưa nằm khuất hẳn sau các ngọn núi, quả đồi, như thế các tia sóng đã bịchắn và không thể “chạm” được tới vùng mưa

2.2.3.Các sai số do điều kiện truyền sóng dị thường trong khí quyển

Hiện tượng siêu khúc xạ có thể cho hiển thị các nhiễu địa hình ở xa rađa khi sóng được phát với góc nâng thấp Nếu chúng không được lọc, phản hồi địa hình ở xa sẽ được đưa vào công thức Z – R để tính mưa và kết quả sẽcho ta cường độ mưa lớn hơn thực tế Ngược lại, nếu phép lọc này được thực

hiện cả ở những vùng không xảy ra hiện tượng truyền sóng siêu khúc xạ, mưa

sẽ có giá trị ước lượng thấp hơn so với giá trị thực tế

2.2.4.Các sai số do công thức tính cường độ mưa không bao hàm hết các đặc tính của vùng mưa

2.3.4.1.Sự không lấp đầy búp sóng

Những vùng mưa ở xa rađa có thể có kích thước nhỏ hơn độ rộng của búp sóng, do đó mục tiêu không thể lấp đầy búp sóng Mà một trong những giả thiết để sử dụng phương trình rađa là mục tiêu lấp đầy đồng nhất toàn bộthể tích xung Vì thế một mục tiêu nhỏ hơn đọ rộng búp sóng vấn hiển thị như thể nó lấp đầy bước sóng, tức là lớn hơn so với kích thước thực của nó Như vậy công suất phản hồi của toàn bộ mục tiêu này sẽ được san đều ra cho toàn

bộ độ rộng búp sóng, kết quả là cường độ mưa do ước lượng có giá trị nhỏhơn thực tế

2.2.4.2 Sự khuếch đại tự động không bù đắp đúng sự suy yếu của tín hiệu theo khoảng cách

Rađa tự động khuếch đại công suất thu lên một số lần để nhận được độphản hồi Z Tuy nhiên ở những rađa thế hệ cũ, hệ số khuếch đại không tính được chính xác, do không tính được độ truyền qua khí quyển (La)

2.2.4.3 Không tính đến đặc điểm phân bố hạt theo kích thước

Trong thực tế, hai vùng mưa có cùng cường độ mưa nhưng vì phân bốtheo kích thước hạt khác nhau nên sẽ cho giá trị cường độ phản hồi khác nhau Ví dụ, mưa từ mây thấp hoặc mưa địa hình tầng thấp thường là mưa bao gồm nhiều hạt nhỏ, từ đó gây ra độ phản hồi yếu dẫn đến cường độ mưa ước lượng sẽ thấp Trong khi đó, mưa từ đối lưu có nhiều hạt lớn gây độ phản hồi

xảy ra sự biến đổi phân bố kích thước hạt theo cả không gian lẫn thời gian, điều này cũng ảnh hưởng không nhỏ đến độ phản hồi thu được từ mục tiêu.

2.2.4.4 Không tính đến trạng thái của các hạt mưa

Giáng thuỷ tồn tại ở nhiều dạng khác nhau, nếu trong một vùng mưa, chỉ tồn tại duy nhất một loại giáng thuỷ, độ phản hồi sẽ mang tính ổn định hơn Tuy nhiên, trong thực tế, một vùng mưa lại có nhiều loại giáng thuỷ khác nhau; mưa hỗn hợp các hạt lỏng, băng, tuyết thì nói chung đều làm tăng độphản hồi, dẫn tới làm tăng giá trị ước lượng cường độ mưa Dưới tầng 00C lớp nước áo bên ngoài tinh thể băng sẽ phản hồi rất mạnh, tạo ra “dải sáng” có độphản hồi lớn hơn rất nhiều và gây nên sai số không nhỏ trong quá trình ước lượng giá trị cường độ mưa

2.2.5 Sai số do hệ thống thiết bị đo mưa mặt đất.

Trong các phương pháp tính toán cường độ mưa mặt đất với số rađa thường coi số liệu mặt đất là luôn chính xác, thực tế chúng ta đều hiểu trong

ẩn chứa trong số liệu mưa mặt cũng còn nhiều sai số ví dụ: do chính thiết

bị-độ phân giải ở hệ thống đo mưa tự bị-động này nếu mưa nhỏ hơn 0.5mm, lá cây rơi vào làm nghẽn cổ phễu, thay đổi về vị trí điểm đặt sensor đo mưa.v.v

CHƯƠNG 3 PHƯƠNG PHÁP TÍNH TOÁN VÀ ĐÁNH GIÁ SAI SỐ

3.1.PHƯƠNG PHÁP BÌNH PHƯƠNG TỐI THIỂU

3.1.1.Đặt bài toán về cách tìm các tham số.

Khi muốn tìm mối tương quan giữa đại lượng Y nào đó với đại lượng

X, người ta thực hiện đồng thời 1 loại phép đo độc lập giá trị Y tương ứng với

1 giá trị X, sau đó vẽ đường phụ thuộc Y-X để định dạng hàm số khảo sát thực nghiệm Các kết quả có thể được biểu diễn dưới dạng bảng 1 hoặc dưới dạng đồ thị

Bảng 3.1

Vấn đề đặt ra là tìm biểu diễn giải tích của sự phụ thuộc hàm chưa biết

đó, tức là chọn công thức mô tả các kết quả thực nghiệm Điều đặc biệt của bài toán là ở chỗ: vì tồn tại các sai số ngẫu nhiên khi quan trắc nên việc chọn công thức để mô tả một cách chính xác tất cả các giá trị thực nghiệm là không thật hợp lý

Nói khác đi, đồ thị của hàm chưa biết không nhất thiết phải đi qua tất

cả các điểm, mà theo điều kiện cho phép phải làm trơn các “nhiễu loạn” Dĩ nhiên việc làm trơn các nhiễu loạn sẽ càng chính xác và càng tin cậy, nếu sốlượng thí nghiệm được tiến hành càng lớn, tức là nếu ta càng có dồi dào thông tin

Chẳng hạn, để kẻ đường thẳng y = ax + b chỉ cần hai điểm là hoàn toàn đủ, nếu biết chính xác hai điểm đó Nhưng vì tồn tại ít nhiều “nhiễu loạn”, nên với cùng mục đích đó có thể cần tới vài chục điểm

3.1.2.Phương pháp bình phương tối thiểu

Nếu mọi quan trắc của các giá trị của hàm: y1,y2, ,y N được tiến hành với cùng độ chính xác như nhau thì việc ước lượng các tham số

k f x a a a y

nhận giá trị bé nhất

Nếu các quan trắc được tiến hành với phương sai khác nhau (khôngcùng độ chính xác), nhưng đã biết tỷ số giữa phương sai của các quan trắckhác nhau, thì với điều kiện chỉ ra trên đây tổng (2-1) được thay bằng tổng

k f x a a a w y

S

1

2 1

2

2 1 2

1

1 :

:

1 :

1 :

: :

N N

w w