Bài giảng dự báo thời tiế

Thể hiện rõ nhất ở khu vực phía Đông châu Á Vài nét đặc trưng hoàn lưu ở các đới vĩ độ + Hoàn lưu ở vĩ độ trung bình và cao Đới front trên cao: Vùng có gradient nhiệt độ theo chiều ngang

Trang 1

Bài giảng Dự báo thời tiết

Nguyen Tien Thanh

 Dự báo thời tiết (khí tượng synop): là khoa học về thời tiết và dự báo thời tiết,

nghiên cứu về những nguyên nhân của điều kiện thời tiết và sự biến đổi của thờitiết trên một phạm vi rộng lớn

 Đối tượng Dự báo thời tiết: Là các điều kiện thời tiết và sự biến đổi của nó.

Thời tiết được định nghĩa là trạng thái vật lý của khí quyển trong tầng hoạt độngcủa con người tại một khu vực trong khoảng thời gian nhất định và được đặctrưng bởi tập hợp giá trị của các đại lượng khí tượng và hiện tượng khí quyển

20.01.2020 | Tien Thanh, Nguyen | ThuyLoi University| 2/233

Trạng thái của khí quyển được đặc trưng bởi các đại lượng khí tượng là tính chấtvật lý của khí quyển: nhiệt độ, độ ẩm, khí áp, tốc độ và hướng gió…

Sự biến đổi của thời tiết có 2 loại:

Biến đổi có chu kỳ như chu kỳ ngày đêm, mùa của nhiệt độ…, liên quan tới sự

tự quay của Trái đất và sự quay quanh Mặt trời của Trái đất

Biến đổi không có chu kỳ là sự biến đổi không có quy luật của điều kiện thờitiết như sự biến tính của khối khí

Các nhiệm vụ chính của khoa học về thời tiết và dự báo thời tiết :

1 Khảo sát quy luật biến đổi theo thời gian của các quá trình, hiện tượng thời tiết

để tìm ra quy luật di chuyển và tiến triển của chúng

2 Vận dụng các quy luật về sự phát triển của các quá trình, hiện tượng để tiến

hành dự báo phục vụ cho yêu cầu của con người

3 Áp dụng các kiến thức khoa học hiện đại để ngăn ngừa, giảm nhẹ những hiện

tượng thời tiết có hại và tận dụng các điều kiện có lợi trong hoạt động kinh tế

xã hội

Phương pháp nghiên cứu

Phương pháp Synop là phương pháp dùng các bản đồ địa lý trên đó điền các yếu tốkhí tượng quan trắc được vào các thời điểm nhất định (kỳ quan trắc) trên mạnglưới khí tượng rộng lớn để biết được các điều kiện thời tiết tại thời điểm đó

Bản đồ này được gọi là bản đồ Synop hay bản đồ thời tiết Bản đồ thời tiết bao

Phương pháp quan trắc dựa vào dấu hiệu địa phương là phương pháp dự báo dựachủ yếu vào các quan trắc địa phương và sử dụng nhiều cho dự báo địaphương, coi trọng ca dao, tục ngữ, kinh nghiệm của dự báo viên

Trang 2

Công cụ phân tích và dự báo thời tiết

Các loại bản đồ thời tiết

- Bản đồ mặt đất: Điền các số liệu quan trắc từ mặt

đất vào bản đồ trống (bản đồ địa lý) từ đó cho chúng tabiết điều kiện thời tiết tại mặt đất

Trong đó: TT, TsTs, TdTd: nhiệt độ, nhiệt độ cực trị, nhiệt

PPP, aPP: Áp suất, biến áp 3 giờ; WW, W: hiện tượng thờitiết lúc quan trắc, giữa 2 kỳ quan trắc

RR: mưa trong 12 giờVV: tầm nhìn ngang; N: lượng mây; CH, CM, CL là dạngmây cao, trung, thấp; H, Hs, Hs là độ cao chân mây;

123112

Trang 3

- Bản đồ cao không: Cơ sở lý thuyết dựa vào

công thức khí áp dưới dạng địa thế vị Trongnghiệp vụ điền các yếu tố khí tượng quan trắcđược ở các độ cao khác nhau của tầng khíquyển vào bản đồ trống Có 2 loại bản đồ trêncao: Bản đồ hình thế khí áp tuyệt đối (AT) vàbản đồ hình thế khí áp tương đối (OT)Bản đồ AT: điền các yếu tố khí tượng quan

trắc được trên mặt đẳng áp nào đó, thườngdùng là AT850, AT750, AT500

TT, TdTd: nhiệt độ và nhiệt độ điểm sươngHHH, ∆H24: độ cao địa thế vị, biến cao 24giờ

ff: độ ẩm

Bản đồ OT: Là bản đồ hình thế khí áp tương đối, biểu diễn các giá trị độ cao địa thế vị tương đối

giữa 2 mặt đẳng áp, thông thường OT500

1000, biểu thị độ dày giữa hai mặt đẳng áp và đặc trưngcho trường nhiệt độ trung bình giữa 2 mặt đẳng áp

Trong đó: HoHoHo, ∆Ho24 là độ dày, biến cao 24 giờ

Các mặt cắt thẳng đứng:

Mặt cắt theo thời gian

Mặt cắt theo không gian

Trang 4

Các bản đồ đặc trưng phụ:

Bản đồ về các hiện tượng thời tiết đặc biệt: mưa bão, vòi rồng, giông, sương mù…

Bản đồ đặc trưng phụ ở mặt đất

Kiểm tra sửa chữa số liệu đo đạc:

Sai số hệ thống

Sai số ngẫu nhiên

1.1 Các sơ đồ hoàn lưu chung khí quyển:

Hoàn lưu chung khí quyển là hệ thống các dòng không khí trên Trái đất quy mô lục địa

và đại dương Hoàn lưu chung khí quyển khác với hoàn lưu địa phươngHoàn lưu chung khí quyển gồm 2 thành phần:

Thành phần chuyển động của các phần tử không khí theo quỹ đạo khép kíntrên bề mặt nằm ngang hay trên 1 mực không đổi nào đó

Thành phần chuyển động của các phần tử không khí theo quỹ đạo khép kín

trên mặt thẳng đứngTrong nghiên cứu hoàn lưu chung thường xét trường áp, vì trường áp liên hệ mật thiếtvới trường gió

Đốt nóng bức xạ mặt trời lớnhơn làm lạnh sóng dài ở nhiệtđới: Năng lượng tích lũy ở đó, cảtrong khí quyển và đại dươngLàm lạnh sóng dài lớn hơn đốtnóng bức xạ mặt trời ở các cực;

năng lượng bị mất đi ở đó do bức xạ nhiệt vào không gian vũ

Chương 1 Hoàn lưu khí quyển

bức xạ nhiệt vào không gian vũtrụ

Khí quyển và đại dương vậnchuyển năng lượng từ nơi nó tíchlũy tới nơi nó có thể bị mất (vậnchuyển hướng cực và vậnchuyển đi lên), tuy nhiên bị cảntrở bởi lực coriolis

Trang 5

Sự mất cõn bằng năng lượng tại

đỉnh khớ quyển cú thể được làm

cõn bằng lại nhờ:

-Vận chuyển nhiệt trong khớ quyển

(hoàn lưu khớ quyển)

-Vận chuyển nhiệt trong đại dương

(hoàn lưu đại dương)

-Hệ thống chuyển động khớ quyển

toàn cầu được hỡnh thành bởi sự

đốt núng của mặt trời khụng đồng

đều cỏc vựng trờn bề mặt trỏi đất

Vận chuyển của cả khớquyển và đại dương làquyết định-Đối lưu do lực nổi tạo

ra vận chuyển thẳngđứng

đứng

- Ẩn nhiệt cũng quantrong như hiển nhiệt

Hoàn lưu chung của Trỏi đất khụng quay

Đối lưu nhiệt tạo nờn cỏc

vũng hoàn lưu trờn cỏc bỏn

cầu

Năng lượng được vận

chuyển từ xớch đạo về cỏc

Chương 1 Hoàn lưu khớ quyển

Hệ thống gió qui mô lớn với trái đất quay

Chương 1 Hoàn lưu khớ quyển

Trang 6

Hoàn lưu chung của đại dương

Dòng chảy đại dương

Trang 7

Gió mùa

Là chế độ dòng khí của hoàn lưu chung khí quyển trên một phạm vi đáng kể của bề mặt Tráiđất, trong đó ở mọi nơi gió thịnh hành chuyển ngược hướng hay gần như ngược hướng từ mùađông sang mùa hè và từ mùa hè sang mùa đông Thường chỉ gió mùa là gió ở mặt đất (~độ dàynhỏ)

Phân vùng gió mùa của S.P.Khromov (1957) Đường đậm nét (EF) là ranh giới phía bắc của khu vực có tần suất chuyển đổi nhỏ giữa xoáy thuận

và xoáy nghịch vào mùa hè và mùa đông ở Bắc Bán Cầu (Klein, 1957) Phần giới hạn trong hình chữ nhật (ABCD) là khu vực gió mùa Đông Á mùa; 2 – Khu vực gió mùa; 3 – Khu vực gió mùa điển hình

khu vực có xu thế

gió mùa với tần

suất hướng gió

thịnh hành < 40%,

khu vực gió mùa

với tần suất gió

Trang 8

Các vùng gió mùa trong

khu vực gió mùa Châu Á

(SEAM, WNPM, NAIM) và

hai vùng mưa ngoại nhiệt

đới Maiu ở Trung Quốc và

Baiu ở Nhật Bản Và TIBU

trên cao nguyên Tây

Gió mùa ngoại nhiệt đới: sự tương phản về nhiệt độ giữa biển và lục địa đóng vaitrò quan trọng Thể hiện rõ nhất ở khu vực phía Đông châu Á

Vài nét đặc trưng hoàn lưu ở các đới vĩ độ

+ Hoàn lưu ở vĩ độ trung bình và cao

Đới front trên cao: Vùng có gradient nhiệt độ theo chiều ngang lớn, gió mạnh, sự biến động tốc

độ gió theo chiều cao lớn (các đường đẳng cao, đẳng nhiệt xít nhau trên bản đồ AT, OT tương

ứng) và là vùng chiểu tiếp giữa xoáy thuận lạnh tầm cao và xoáy nghịch nóng tầm cao

Đới front trên cao thường hình thành 14-17 km, chiều dài ~3000-4000km, rộng 1000-1500km,

thể hiện rõ trên AT300 – AT200

Đặc trưng: cửa vào hội tụ và phân kỳ của ra

Đới front hành tinh trên cao:

Trên mỗi bán cầu trái đất, xoáy thuận trên cao chủ yếu ở các vĩ độ cao và tập hợp thành xoáythuận hành tinh trên cao (có tâm ở cực); xoáy nghịch trên cao chủ yếu nằm ở vùng nhiệt đới, cậnnhiệt đới và tập hợp thành cao áp cận nhiệt => tồn tại đới front hành tinh trên cao giữa chúng

Dòng chảy xiết:

Là những dòng không khí có tốc độ lớn thể hiện trên đới front trên cao và đới front hành tinh trêncao (v ~ 60-150 m/s) Đôi khi gọi dòng chảy xiết là dải front trên cao hoặc dải front hành tinhtrên cao

Trang 9

Sóng trong gió Tây

Rìa xoáy thuận hành tinh có đới gió Tây, trong đó có hình thức dao động sóng Dao độngsóng này thể hiện trên các đường đẳng cao trong đới gió Tây Hướng chuyển động củasóng khí áp này thường ổn định từ Tây sang Đông nên dao động sóng được gọi là sóngtrong gió Tây hay sóng Tây

Sóng trong gió Tây bao quanh toàn cầu với 3 -6 sóng dài với bước sóng hàng nghìn km

Tốc độ di chuyển của sóng Tây phụ thuộc vào vĩ độ địa lý, độ dài bước sóng và tốc độ của

gió Tây

Tốc độ sóng Tây mang giá trị dương khi sóng di chuyển về phía Đông, trị số âm khi sóng

di chuyển về phía Tây

Trang 10

Điều kiện hình thành và biến tính của khối không khí

Chương 2 Khối không khí và Front khí quyển

Định nghĩa: Khối khí là một lượng không khí lớn có những tính chất vật lý tương đối đồng nhất

theo chiều ngang và đột biến dọc theo ranh giới của khối khí đó – đới front (Bergeron T)

Kích thước của khối khí là kích thước của hệ thống hoàn lưu quy mô lớn (~ nghìn km theo chiều

ngang, vài km theo chiều thẳng đứng)

Điều kiện hình thành: Điều kiện về nơi phát sinh và điều kiện về hoàn lưu khí quyển

+ Điều kiện về nơi phát sinh: Nơi phát sinh, mặt đệm dưới phải tương đối đồng nhất trên một

phạm vi rộng để không khí cùng chịu tác động như nhau ở mọi phần của nó

+ Điều kiện về hoàn lưu: Không khí cần có điều kiện dừng lâu ở nơi phát sinh để diễn ra quá

trình trao đổi nhiệt, ẩm giữa mặt đệm và không khí

Phân loại khối khí

+ Phân loại địa lý của khối khí:

Khối khí bắc băng dương (nam băng dương) – AKhối khí miền vĩ độ trung bình, khối khí cực – PKhối khí nhiệt đới – T

Khối khí xích đạo - E

+ Phân loại theo tính nhiệt động lực:

Khối khô khí ó Khối khô khí di h ể tới ôi t ờ l h à ó hiệt độ lớ h hiệt

Khối không khí nóng: Khối không khí di chuyển tới môi trường lạnh và có nhiệt độ lớn hơn nhiệt

độ lớn hơn nhiệt độ cân bằng của môi trường

Khối không khí lạnh: Khối khí di chuyển tới môi trường nóng và có nhiệt độ nhỏ hơn nhiệt độ

cân bằng của môi trường

Khối không khí trung gian: khối khí di chuyển tới môi trường có nhiệt độ thực tế gần bằng nhiệt

độ môi trường và gần bằng nhiệt độ cân bằng (~ khối khí địa phương, tồn tại lâu và giữ thuộc tínhcủa nó)

Sơ đồ cấu trúc thẳng đứng của khí quyển

Nhiệt đới biển (mT);

Nhiệt đới lục địa (cT);

Cực biển (mP);ự ( )Cực lục địa (cP);

Bắc cực lục địa (cA)

Trang 11

g Khối không khí

đớiTtb 24,0 15,0 -6,0 -32,0 -42,0 -53,5 -65,0 -78,0 -80,5 14,50N

Ôn đớiSdTtb 13,04,5 5,03,2 -15,0 -40,5 -49,5 -53,0 -49,5 -48,5 -48,53,1 3,6 3,7 4,5 4,9 3,4 3,9 600NNhiệt

đớiTtb 25,5 15,0 -6,0 31,5 40,5 -51,5 -60,5 -66,5 -66,0 320N

Sd 3,6 2,9 2,6 3,8 3,8 3,9 4,0 4,3 4,4Nhiệt độ không khí trung bình (Ttb) và độ lệch chuẩn (Sd) của ba khối không khí chủ yếu trong

tháng 1 và tháng 7 tại một số mực đẳng áp

Quá trình biến tính của khối không khí

Là quá trình khối khí di chuyển từ miền này sang miền khác dẫn tới sự thay đổi về tính chất của

khối khí đó, điều này cũng dẫn tới một sự hình thành các khối không khí mới dưới sự ảnh hưởng

của các nhân tố biến tính

Biến tính tương đối là sự biến thiên các tính chất của khối khí nhưng vẫn nằm trong phạm vi một

loại khối khí, chưa làm cho khối không khí đó chuyển sang loại khối khí khác

Biến tính tuyệt đối là sự biến thiên mạnh mẽ các tính chất của khối khí làm cho khối khí đó hoàn

toàn chuyển sang một loại khối khí khác

Đánh giá tập trung chủ yếu nhiệt, ẩm:

Sự biến thiên của nhiệt độ có thể biểu diễn thông qua phương trình nhập nhiệt:

Trong đó: T là nhiệt độ bản thân khối khíQ: Nhập nhiệt đối với khối khíp: giá trị khí áp

dp/dt: biến thiên khí ápCp: nhiệt dung đẳng áp

Trang 12

Gradient đoạn nhiệt khô:

2) Nhân tố biến thiên địa phương của khí áp (nhỏ, có thể bỏ qua)3) Nhân tố hoàn lưu

4) Nhân tố chuyển động thẳng đứng

(1) Nhân tố nhập nhiệt

Nhập nhiệt do quá trình trao đổi loạn lưu, trao đổi bức xạ và sự giải phóng hay thu ẩm

nhiệt do sự thay đổi trạng thái của nước Thành phần biến thiên của khối khí do quá trình

không đoạn nhiệt có thể biểu diễn như sau:

t

T



 ) R +(

t

T



 ) L

n

H



 n

T



 sin

Trong đó,

K là hệ số phụ thuộc vào sự lựa chọn đơn vị,

H/ n Biểu thị biến tính do gradient địa thế vị nằm ngang (do gió)

T/n Biểu thị biến tính do gradient nhiệt độ nằm ngang

Trang 13

(3) Nhân tố chuyển động thẳng đứng

Dưới tầng ma sát, ảnh hưởng của sự biến thiên địa phương của khí áp đến sự biến thiên

nhiệt độ là không đáng kể và ở mặt đất, w = 0, thành phần bình lưu yếu ~ bỏ qua

Trên lớp ma sát, nếu tính cho 1 ngày đêm thì ban ngày không khí thu nhiệt, ban đêm

không khí tỏa nhiệt, thành phần nhập nhiệt có thể bỏ qua, khi đó w(-k) đóng vai trò chính

Nếu w > 0 (dòng thăng)

nếu (-k) > 0, T/t > 0, nhiệt độ không khí tăng

(-k) < 0, T/t < 0, nhiệt độ không khí giảm

Trường hợp w < 0, thì ngược lại

Các kiểu thời tiết trong khối khí

Thời tiết trong khối khí nóng:

Khi di chuyển tới khu vực lạnh, phần dưới lạnh dần do tương tác với mặt đệm lạnh hơn khốikhí trở thành khối khí ổn định Thời tiết đặc trưng cho khối khí nóng ổn định là mây tầng (St) dầy và mây tầng tích Sc, có khi kèm mưa phùn và sương mù bình lưu

Sự xâm nhập của không khí nóng gây bình lưu nóng Biến trình ngày của nhiệt độ trong khối

Sự xâm nhập của không khí nóng gây bình lưu nóng Biến trình ngày của nhiệt độ trong khốikhí nóng nhỏ Lớp nghịch nhiệt hình thành trong quá trình biến tính từ không khí bất ổn định

Các khối không khí ổn định thường là khối không khí nhiệt đới biển và khối khí cực biển xâmnhập vào đất liền trong mùa đông, và khối không khí lục địa nhiệt đới và cực vào mùa hè

Các khối khí bất ổn định thường ở khu nóng xoáy thuận và ở rìa phía tây xoáy nghịch, đặctrưng thời tiết là mây Cu, Cb mưa rào và thường có giông, sương mù bức xạ về ban đêm Biên

độ ngày của nhiệt độ lớn hơn trong khối không khí ổn định

Thời tiết trong khối khí lạnh:

Không khí lạnh, bản chất là không khí ổn định, thường xâm nhập sau front lạnh Khi tới môi

trường nóng hơn do được đốt nóng từ phía dưới, khối khí lạnh dần trở thành khối khí có tầng kết

bất ổn định Ban ngày không khí lạnh có thể hình thành mây tích Cu, và có thể phát triển thành

mây vũ tích Cb cho mua rào và giông

Biến trình ngày của các yếu tố khí tượng trong khối khí lạnh bất ổn định có biên độ rất lớn Ban

đêm trời quang, gió nhẹ nhưng ban ngày nhiều mây, gió mạnh và nhiệt độ có thể tăng lên

10-20.01.2020 | Tien Thanh, Nguyen | ThuyLoi University| 51/233

15oC

Thời tiết trong khối khí trung gian:

Tùy từng mùa có thể là khối khí bất ổn định hay ổn định tùy thuộc vào tính chất của khối khí ban

đầu và đặc điểm quá trình biến tính Nếu khối khí nóng nằm lâu tại địa phương lạnh sẽ trở thành

khối khí ổn định do bị làm lạnh từ mặt đệm, ngược lại thì không khí lạnh duy trì lâu tại địa

phương vào mùa hè sẽ trở thành khối khí bất ổn định

Phân tích khối khí:

Phương pháp quỹ đạo: dùng bản đồ hình thế khí áp để xác định quỹ đạo của phần tử khí theođường dòng và bằng thước gradient

Phương pháp cầu thám không cân bằng tự do: Thả những cầu thám không cân bằng tự do sao cho

độ cao của cầu thám không hầu như không đổi và tốc độ ngang của cầu thám không bằng tốc độcủa dòng khí tại mực cầu thám không bay, cho phép xác định sự biến đổi tính chất của phần tửkhí nhất định

20.01.2020 | Tien Thanh, Nguyen | ThuyLoi University| 52/233Phương pháp quan trắc nhiều kỳ: Tiến hành quan trắc đồng loạt tại nhiều điểm để xác định nhữngbiến đổi địa phuonwg của các yếu tố khí tượng tại mỗi mực

Trang 14

Front khí quyển:

Front khí quyển là đới chuyển tiếp hẹp ngăn cách các khối khí và được đặc trưng bởi sự đột biến

của các yếu tố khí tượng theo chiều ngang

Vùng chuyển tiếp này được thường biểu diễn bằng một mặt ngăn cách gọi là mặt front hay front

Giao tuyến giữa mặt front với mặt đất được gọi là front mặt đất Giao tuyến giữa front với một

mực đẳng áp nào đó được gọi là front trên mực đẳng áp đó Ví dụ front trên mực 850mb

Giao tuyến của mặt front với một mặt nằm ngang nào đó được gọi là đường front

Front khí quyển

Phân tích mặt cắt thẳng đứng chỉ ra bề rộng của vùng front ở mặt đất khoảng vài chục kilômét,

còn ở các lớp trên cao có thể lên tới hàng trăm kilômét

Theo chiều thẳng đứng, mặt front cũng thể hiện lên cao như các khối không khí mà nó ngăn

cách, tức là từ hàng trăm mét đến hàng kilômét, thậm chí tới tầng đối lưu trên

Chiều dài của front cũng tương ứng với kích thước ngang của các khối không khí, tức là hàng

nghìn kilômét

Vì mặt front ngăn cách hai khối không khí, trong đó có một khối không khí lạnh hơn, cho nên

front luôn luôn nằm nghiêng sao cho khối không khí nóng hơn nằm ở bên trên khối không khí

Lưu ý, góc nghiêng thực tế của mặt front nhỏ, nhưng trên các sơ đồ, để thuận tiện, người

ta thường biểu diễn nó bằng một góc lớn hơn nhiều, do đó có thể gây nên một quan niệmsai lệch về góc nghiêng này

Trang 15

Phân loại Theo địa lý, theo chuyển

động của front và theo độ cao của

front

(1) Theo địa lý:

+ Front cực đới và dòng xiết cực

đông Bắc Thái Bình Dương và

phía đông Bắc Đại Tây Dương

Vị trí trung bình của front cực đới trên bán cầu Bắc tại ba mực 850, 700 và 500mb

(mùa đông)

Vào mùa hè, ở bán cầu Bắc, vùng bị bao quanh bởi front cực đới nhỏ hơn trongmùa đông nhiều Những vùng front lượn yếu về phía xích đạo xuất hiện giữa BắcThái Bình Dương và đông Canada, còn những vùng lượn về phía cực nằm giữahai vùng lượn về phía xích đạo

Vùng front lượn về phía xích đạo trên phía đông châu Á dịch chuyển dần sangphía đông từ mùa đông sang mùa hè Trong tháng 1 vùng front cực đới lượn về

tới 1360E, tháng 7 nó tiếp tục dịch sang phía đông tới 1650W và đến tháng 10 nólại dịch dần về phía tây tới 1370E

Sự uốn lượn dọc theo vĩ tuyến và sự biến đổi hàng năm của front cực đới có thểđược giải thích bằng sự ảnh hưởng của những khối núi chắn và sự tương phản

về nhiệt giữa lục địa và đại dương

Front cận nhiệt đới và dòng xiết cận nhiệt đới

Một vùng tà áp, gần như thường

xuyên tồn tại trong tầng đối lưu giữa

và đối lưu trên dọc theo vĩ tuyến 300N

trong mùa đông và vĩ tuyến 450N trong

mùa hè, ngăn cách khối không khí vĩ

độ trung bình với khối không khí nhiệt

đới, được gọi là front cận nhiệt đới

Trục của dòng xiết cận nhiệt đới trong mùa đông bán cầu Bắc và vùng gạch chéo là vùng hoạt động chủ

yếu của dòng xiết cực đới.

Lõi dòng xiết cận nhiệt đới tồn tại ở phía

nam trung tâm front mực 300mb khoảng

2,5 độ vĩ Cả dòng xiết của front cực đới và

front cận nhiệt đới cũng uốn lượn xung

quanh Trái đất

Nhìn chung, dòng xiết cận nhiệt đới chạy

dọc theo vĩ tuyến khoảng 440N, ngoại trừ

trên vùng giữa Thái Bình Dương, nơi có

Vị trí trung bình vĩ hướng của front cận nhiệt đới trên mực 300mb và nhiệt độ trung tâm

vùng front trên mực 500 và 300mb ở bán cầu Bắc

Trang 16

(2)Phân loại front theo sự di chuyển

Cách phân loại này chủ yếu dựa vào chuyển động tương đối của hai khối không khí

nóng và lạnh ở hai bên mặt front

- Front lạnh

Front lạnh là front nằm giữa hai khối

không khí tương đối nóng, lạnh khác

nhau di chuyển về phía khối không khí

tương đối nóng hơn Sau khi front lạnh đi

qua một địa phương nào đó thì, đặc điểm

nhận biết rõ nhất là nhiệt độ ở đó giảm

xuống

Front lạnh thường dichuyển gấp 2 lầnfront nóngNhiệt độ có thểgiảm 15oC trong 1

giờ đồng hồ đầutiên dọc front lạnh,

có thể xuất hiện vòirồng, sấm sét trongmùa hè

Sự hình thành mây

dọc front lạnh

Front nóng là front nằm giữa hai khốikhông khí tương đối nóng, lạnh khác nhau

và di chuyển về phía khối không khí tươngđối lạnh hơn Sau khi front nóng đi qua mộtđịa phương nào đó thì, đặc điểm nhận biết

rõ nhất là nhiệt độ ở đó tăng lên

Trang 17

Front tĩnh là front không di chuyển hoặc di

chuyển rất chậm Trên bản đồ synop, front

tĩnh thường song song với các đường

đẳng áp hoặc đường đẳng cao

Mây Cu hình thành => giáng thủy front =>

mưa lũ dọc front

Front cố tù được hình thành trong xoáythuận ngoại nhiệt đới khi front lạnh đi sau

di chuyển nhanh hơn front nóng đi trước

Sau khi front lạnh gặp front nóng sẽ có mộtđoạn hai front chập vào nhau, đoạn đóđược gọi là front cố tù (hay còn gọi là front chập)

Nếu không khí lạnh trước front nóng lạnhhơn không khí lạnh sau front lạnh thì sẽ cófront cố tù nóng

Ngược lại, nếu không khí lạnh

trước front nóng lại nóng hơn

không khí lạnh sau front lạnh

thì sẽ có front cố tù lạnh

Trang 18

Độ nghiêng của front

Xét trường hợp front tĩnh,khi các đường đẳng áp vàgió trong 2 khối không khínóng và lạnh song songvới front và chuyển động

ổn định, không có ma sát

Giả sử các đặc trưng của 2khối khí như sau:

2) Nóng:2, V2, T2, P21) Lạnh:1, V1, T1, P1Gắn trục oy song song vớiđường front

Nóng

Lạnh

Xét 2 điểm A và B, thì biến thiên khí áp là như nhau

(pA)1= (pA)2 và (pB)1= (pB)2

hay (pA- pB)1= (pA- pB)2hay (dp)1= (dp)2(điều kiện khí áp của mặt front)

Khai triển trong mặt phẳng xoz, vì oy song song với đường front => vi phân =0

P

  P  P  P

yP

P2



dx + z

P2



 dz

P z

P1 2

dz

dx

dz =

z

P z

P x

P x P

21

12

P x P21

12

x

P2



 = l2V2

z

P1



 =  1g z

21221

Trang 19

tg =

g l

1 2 2 1 1 2

T T V T V T



Áp dụng phương trình trạng thái

Gọi là công thức Margulet

l = 2sin là thông số Coriolis,  là vĩ độ địa lí

1) Nếu nhiệt độ của hai khối không khí như nhau (T2 = T1) thì tg = ,  = 900, tức là

mặt ngăn cách trở nên thẳng đứng điều này có thể xảy ra khi mật độ của hai khối

mặt ngăn cách trở nên thẳng đứng, điều này có thể xảy ra khi mật độ của hai khối

không khí bằng nhau

2) Nếu tốc độ gió trong hai khối không khí bằng nhau (V1= V2= V) thì công thức

Margulet có dạng: tg = l.V/g (tương tự công thức tính độ nghiêng mặt đẳng

áp),hay mặt front trùng với mặt đẳng áp

3) Công thức Margulet chỉ rõ sự phụ thuộc của góc nghiêng front vào vĩ độ địa lí Ví

dụ, ở xích đạo = 0 nên góc nghiêng bị triệt tiêu, do đó front sẽ suy biến thành một

lớp nghịch nhiệt nằm ngang Vĩ độ tăng lên thì góc nghiêng front cũng tăng=>trong

những điều kiện giống nhau, góc nghiêng có giá trị lớn nhất ở cực

Sự sinh và tan front

Nếu kí hiệu Tv là chỉ số gradient nhiệt độ nằm ngang theo phương v thì:

- Khi dTv/dt > 0 có sự sinh front-Khi dTv/dt < 0 có sự tan frontĐây là điều kiện tổng quát về sự sinh và tan front, thực tế cần bổ sung 2 điều kiện:

+ Quá trình sinh front phải mạnh hoặc phải kéo dài và sau đó không xảy ra quá trình tanfront

+ Phải có sự hội tụ gió trong lớp sát mặt đất ở vùng có điều kiện sinh frontĐây được xem là 2 điều kiện cần cho việc sinh front

Đây được xem là 2 điều kiện cần cho việc sinh front

Ví dụ: Vùng rãnh thấp ~ khu vực hội tụ => GTtăng

 sinh front

=> không sinh front (~ tan front)

Điều kiện động học sinh và tan front

tùy theo vị trí tương hỗ của các đường đẳng nhiệt, đường dòng với hình dạng của các

đường dòng đó

sự sinh và tan front

Nếu các đường dòng phân bốkhông đều và cắt các đường đẳngnhiệt tạo thành góc bình lưu lớnthì dưới tác dụng của gió khôngđều => các đường đẳng nhiệt di

chuyển, giảm góc quay bình lưu =>

các đường đẳng nhiệt xít lại, và GT tăng lên => sinh front

Trang 20

(2) Trường hợp trong trường biến dạng

Đặc trưng của trường chuyển động là trường biến dạng

Gọi aa’ là trục nén vuông góc với

trục bb’ là trục dãn

- Nếu các đường đẳng nhiệt gần song song với

trục dãn => các dòng khí di chuyển dọc theo trục nén tới

làm cho các đường đẳng nhiệt sít lại => GTtăng trong

khu vực trục dãn => sinh front

- Nếu các đường đẳng nhiệt gần song song với trục nén

ẳ

=> không khí tỏa ra theo trục dãn => đường đẳng nhiệt

thưa => tan front

Nếu lấy đường đẳng nhiệt nghiêng với trục dãn 1 góc 45o làm phân giới thì khi đường đẳng nhiệtnghiêng với trục dãn 1 góc > 45o sẽ xảy ra hiệntượng tan front dọc theo đường trục nén và đườngđẳng nhiệt sẽ quay dần và sẽ giảm dần Khi  <

45o thì xảy ra hiện tượng sinh front dọc theo trụcdãn

Như vậy, với 1 trường chuyển biến dạng của cácdòng khí tồn tại lâu ứng với 1 vị trí tương đối giữacác đường đẳng nhiệt với các đường dòng ban đầubất kỳ thì quá trình kết thúc sẽ bằng sự sinh front dọc theo trục dãn

(3) Trường hợp trong trường chuyển động phân kỳ

Sự sinh và tan front trong trường chuyển động phân kỳ tức có sự hội tụ hoặc phân kỳ

của các đường dòng ứng với các góc bình lưu khác nhau (góc hợp bởi đường đẳng cao

và đẳng nhiệt

(hình a); trường hợp trùng với dòng hội tụ sẽ có sinh front (hình b)

trước di chuyển chậm hơn phía sau => GTtăng => sinh front (hình a); trong hệ thốngcác đường đẳng cao hội tụ, các đường đẳng nhiệt phía trước di chuyển nhanh hơn phíasau => GTgiảm => tan front (hình b)

Trang 21

(4) Sự sinh và tan front trong lớp sát mặt đất ở các xoáy thuận và xoáy nghịch

Sự phân bố khí áp và gió trong vùng front

Sự biến dạng của front trong quá trình di chuyển

a) Ma sát mặt đất và đường sườn của front

Nếu tốc độ gió và sự tương phản về nhiệt độ đều

không biến thiên theo độ cao thì độ nghiêng của

mặt front sẽ không biến thiên theo độ cao và mặt

front sẽ là một mặt phẳng

Front lạnh và front nóng (không kể đến ma sát và sự biến thiên của gió theo độ cao)

Tuy nhiên, lớp không khí gần bềmặt chuyển động chậm hơn cáclớp bên trên nên đường sườncủa front nóng trở nên nhọnhơn, còn đường sườn của front lạnh trở nên tù hơn

Ảnh hưởng của ma sát đến đường sườn của mặt front

Front nóng gần mặt đất có mộtđoạn gần như nằm ngang =>

không tồn tại lâu được Vì ma sát với bề mặt và đối lưu gây ramột sự xáo trộn => phá huỷ lớpkhông khí lạnh mỏng bên dướifront và thiết lập lại một mặt

của mặt front

b) Ảnh hưởng của địa hình đến front

Chương 3 Nhiễu động khí quyển

Xoáy thuận, xoáy nghịch

Xoáy thuận: là những vùng có trị số khí áp giảm dần từ ngoài vào trung tâm trongtrường khí áp với các đường đẳng áp khép kín có dạng hạt đậu, bầu dục hoặc ô van;

với các dòng không khí xoáy từ ngoài vào trong theo chiều ngược kim đồng hồ Kíchthước ~ trăm km – nghìn km Tâm của xoáy thuận ở các mực không trùng nhau, trụckhông gian của xoáy thuận nghiêng với mặt nằm ngang 1 góc nhỏ hơn 90oPhân loại: Dựa vào điều kiện địa lý và đặc điểm hình thành phân loại thành xoáy thuậnnhiệt đới và ngoại nhiệt đới

Xoáy thuận ngoại nhiệt đới:

+ Xoáy thuận front: Phát sinh và phát triển liên quan tới front, vai trò chủ yếuvùng ôn đới

+ Xoáy thuận nhiệt, xoáy thuận địa phương: thường biểu hiện yếu, mang tínhchất địa phương, ít liên quan đến front

+ Xoáy thuận trung tâm: kích thước lớn

Xoáy thuận nhiệt đới:

+ Áp thấp nhiệt đới+ Bão

Trang 22

Xoáy nghịch: là những vùng có trị số khí áp tăng dần từ ngoài vào trung tâm trong

trường khí áp; có trục nghiêng do một hệ thống không giáng xuống theo hình xoáy

thuận chiều kim đồng hồ Kích thước ~ lớn hơn 1500 – 2000km, tốc độ gió nhỏ hơn so

với xoáy thuận

Phân loại:

Xoáy nghịch ngoại chí tuyến:

+ xoáy nghịch trung gian: phát sinh, phát triển và di chuyển nhanh giữa 2 xoáy

thuận trên một chuỗi xoáy phát triển trên front

+ xoáy nghịch kết thúc: lưu động ở sau họ chuỗi xoáy

+ xoáy tĩnh: xoáy nghịch ít di chuyển, mùa hè hình thành trên biển, mùa đông

trên lục địa

Xoáy nghịch cận nhiệt đới: có nguồn gốc là các quá trình quy mô lớn của hoàn lưu

chung khí quyển ~ 30-40o Bắc và Nam bán cầu

Điều kiện hình thành và phát triển của xoáy thuận

Theo quan điểm hiện đại: Sự hình thành xoáy thuận có liên quan tới front trên cao vàtrường nhiệt – áp mặt đất và trên cao Dấu hiện đầu tiên là trên front xuất hiện nhữngđường đẳng áp khép kín 4 giai đoạn hình thành và phát triển của xoáy thuận:

+/ Giai đoạn sóng trên front: Bắt đầu với nhiễu động sóng với biên độ nhỏ, front bắt đầubiến dạng thành 2 đoạn front là front nóng và front lạnh Khu giảm áp trước front nóng

và tăng áp sau front lạnh

L

N

L

N

+/ Giai đoạn xoáy thuận trẻ điển hình: Có đặc điểm nổi bật là nhiễu động sóng của front

tiếp tục phát triển thêm, rãnh trên cao tiếp tục sâu xuống

+/ Giai đoạn xoáy thuận trưởng thành: Chuyển động của không khí ở tâm và trướcxoáy phát triển mạnh, lên cao tới độ cao trung bình tầng đối lưu, khí áp mặt đất đạt giátrị nhỏ nhất

Trang 23

+/ Giai đoạn xoáy thuận tan dã: Trung tâm vùng lạnh dần trùng với trung tâm giảm áp,

xoáy thuận ít di động; các đường đẳng nhiệt có hướng gần trùng với các đường đẳng

áp; trường khí áp trên cao gần giống trường khí áp mặt đất nên trục không gian xoáy

thuận ít nghiêng

Điều kiện hình thành và phát triển của xoáy nghịch

Sự phát triển của xoáy nghịch

-Giai đoạn xoáy nghịch trẻ: Xoáy nghịch thường chỉ tồn tại trong tầng đối lưu dưới và có

dạng một lưỡi khí áp được phát triển từ rìa một xoáy nghịch già khác

- Giai đoạn xoáy nghịch phát triển cao nhất

- Giai đoạn xoáy nghịch trên cao đang tan rã

Chuyển động của xoáy thuận, xoáy nghịch: Chuyển động theo quy tắc dòng dẫn

đường trong đó khí áp ở mặt đất di chuyển theo hướng các đường đẳng cao trên mặtđẳng áp 700mb (có hướng của dòng dẫn đường) với tốc độ di chuyển bằng 0.7 – 0.8 tốc độ gió ở mực 700 mb (tốc độ gió địa chuyển) Thực tế các xoáy thuận đang mạnhlên (yếu đi) di chuyển lệch trái (phải) dòng dẫn đường ban đầu; ngược lại các xoáynghịch đang yếu đi (mạnh lên) di chuyển lệch trái (phải) dòng dẫn đường ban đầu

Di chuyển của xoáy thuận theo hướng tới trung tâm khí áp âm

Trang 24

Di chuyển của xoáy nghịch theo hướng tới trung tâm khí áp dương

Điều kiện thời tiết của xoáy thuận, xoáy nghịch Điều kiện thời tiết của xoáy thuận

Thời tiết trong xoáy thuận nhiệt: Đặc trưng bằng thời tiết của hệ thống mây đối lưunhiệt với mưa dông

Thời tiết trong xoáy thuận front trẻ: Có thể chia làm 3 đới+ Đới I: Trước và trung tâm của hình quạt lạnh+ Đới II: Đuôi của hình quạt lạnh

+ Đới III: Hình quạt nóngThời tiết trong xoáy thuận cố tù

Điều kiện thời tiết của xoáy nghịch

Về mùa lạnh:

+ Kiểu I: các xoáy nghịch có chuyển động giáng mạnh mẽ của không khí ở vùng

trung tâm Vì vậy, trời không mây, không có giảng thủy, khô hạn kéo dài Kiểu thời

tiết này đặc trưng cho quá trình sinh của xoáy nghịch hoặc các xoáy nghịch ở sâu

trong lục địa với quá trình lạnh kéo dài

+ Kiểu II: Các xoáy nghịch (chủ yếu xoáy nghịch trên lục địa) thường hình thành

lớp nghịch nhiệt ở trung tâm có độ cao lên tới khoảng 2-2.5 km (nghịch nhiệt bức

xạ); không khí ẩm có sương mù khá bền vững; có thể có mây ở lớp dưới nghịch

nhiệt (khi độ ẩm lớn) Sự phân bố nhiệt trong xoáy nghịch ít có quy tắc, thường

nhiệt độ thấp ở trung tâm

Về mùa nóng:

Thường thời tiết không mây, nghịch nhiệt hình thành thường là nghịch nhiệt nén

Sự phân bố nhiệt: Nhiệt cao nhất ở trung tâm hoặc hơi lệch về phía Tây

Bão và áp thấp nhiệt đới

“Bão – là xoáy thuận nhiệt đới quy mô (khoảng 500 – 1000 km) không có front phát triểntrên miền biển nhiệt đới hay cận nhiệt đới ở mực bất kỳ và có hoàn lưu xác định Bão yếu còn được gọi là áp thấp nhiệt đới.”

Bão là vùng gió xoáy rất mạnh đưa không khí biển nóng ẩm hội tụ vào vùng trung tâm

và bốc lên cao trong một cột xoáy rất lớn với đường kính khoảng 1000 2000 km tạo

và bốc lên cao trong một cột xoáy rất lớn với đường kính khoảng 1000 – 2000 km tạo

hệ thống mây gần tròn cho lượng mưa rất lớn

Gió mạnh nhất ở vùng gần trung tâm bão càng xa trung tâm tốc độ gió trong bão càng giảm Trong giai đoạn thuần thục bão có thể có mắt bão, đó là khu vực dòng giáng, quang mây, lặng gió với nhiệt độ cao hơn khu vực ngoài mắt bão Dòng giáng trong mắtbão bù lại cho phần khí trong thành mắt bão cuốn theo dòng khí bốc lên cao rất mạnh ở phía ngoài thành mắt bão

Trang 25

Tổ chức khí tượng phân loại và quy định xoáy thuận nhiệt đới:

1/ Áp thấp nhiệt đới (Tropical depression): Xoáy thuận nhiệt đới với hoàn lưu mặt đất

giới hạn một hay một số đường đẳng áp khép kín và tốc độ gió lớn nhất ở vùng trung

Để dễ theo dõi bão được đặt tên hay là đánh số cho từng năm Ở Tây Thái Bình Dương

và Biển Đông bão được gọi là Typhoon, ở miền biển Đại Tây Dương và Caraip –Hurricane, ở châu Úc gọi là Vili Vili

Dòng khí trong bão được máy tính mô

phỏng

Sơ đồ mặt cắt thẳng đứng qua hệ thống mây và mắt bão tương ứng với

hướng di chuyển của bão từ đông sang tây (mũi tên) – Ci :mây ti trên cao

Những điều kiện hình thành bão

Bão thường hình thành trong các trường hợp có sự phối hợp của trường áp và trường giódưới thấp và trên cao trên vùng biển nhiệt đới

Theo Palmen (1956) có 3 điều kiện cơ bản để bão hình thành:

1/ Khu vực đại dương có diện tích đủ lớn với nhiệt độ mặt biển cao (từ 26 – 27oC) vàtầng kết bão ổn định lớn đủ để nâng lớp không khí gần mặt đất lên cao và đưa không khí tương đối

ẩm và nóng hơn khí quyển xung quanh lên cao, ít nhất từ mực khoảng 1km (40.000 bộ) Nhiệt độ lớn cũng bảo đảm bốc hơi mạnh cung cấp năng lượng ngưng kết cho hệ thống bão

2/ Thông số Coriolis có giá trị đủ lớn tạo xoáy Bão thường hình thành trong đới giới hạn bởi vĩ độ

/ ô g số Co o s có g á ị đủ ớ ạo oáy ão ườ g à o g đớ g ớ ạ bở độ

5 – 20º vĩ hai bên xích đạo

3/ Dòng cơ bản có chênh lệch tốc độ gió mực 1,5 và 12km nhỏ (dưới 3m/s) bảo đảm sự tập trung ban đầu của dòng ẩm vào khu vực bão

4/ Ngoài những điều kiện trên thì mặt đất phải có nhiễu động ban đầu, thường đó là các

áp thấp trên dải hội tụ nhiệt đới và ở phần trên tầng đối lưu là khu áp cao có các dòng khí phân kỳ

Trên Biển Đông vào mùa bão các điều kiện nói trên đều thoả mãn, chỉ cần có sự phối hợp của các điều kiện đó là bão có thể hình thành Hình thế synôp thường thấy khi bão hình thành trên Biển Đông là áp thấp trên dải hội tụ nhiệt đới ở mực thấp và có tâm nằm ở rìa sống trên cao của áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương

Trang 26

Quỹ đạo bão

Quỹ đạo bão là đường nối các trung tâm bão liên tiếp theo thời gian Bão di chuyển theo nội lực của bão và lực tác động từ bên ngoài Những cơn bão vừa

và cơn bão yếu về cơ bản di chuyển theo dòng dẫn đường ở phía rìa cực tây của áp cao cận nhiệt Chính vì vậy

quỹ đạo bão thường có dạng parabol nằm ngang với đỉnh hướng về phía tây

Tuy nhiên, trong một số trường hợp khi bão mạnh, nội lực của bão lớn hay dòng dẫn đường biến đổi mạnh, quỹ đạo bão có thể có dạng ngoằn ngoèo, thậm chí thắt nút nhiều lần như cơn bão WayNe năm 1986

Quỹ đạo của cơn bão IKE (1984) và

WAYNE (1980) và cơn bão năm 2003

Quỹ đạo trung bình qua các tháng của các cơn bão đổ

bộ từ biển Đông vào Việt Nam (đường liền) và vị trí trung bình tháng của dải hội tụ nhiệt đới (đường đứt)

Chương 4 Phân tích và dự báo thời tiết

4.1 Phân tích bản đồ mặt đất và trên cao

Nguyên tắc và trình tự lập bản đồ synop: Cơ sở của phương pháp synop là xây dựng

các bản đồ số liệu quan trắc khí tượng đồng thời (bản đồ synop) Bằng cách này, các

bản đồ đặc trưng cho thời tiết của khu vực địa lý vào thời điểm nhất định

Lãnh thổ lập bản đồ thời tiết có thể rất khác nhau tùy thuộc vào nhiệm vụ của cơ quan

thời tiết thời tiết (có thể bản đồ lớn bao quát một vùng lớn, hoặc bản đồ cho các khu vực

hành chính) Trên bản đồ thời tiết cần phải điền một khối lượng số quyển và lập dự báo

thời tiết theo các bản đô này thực tê là không thê được => cần đơn giản hóa đê dê đọc,

dễ nhận biết các quá trình khí quyển Trong quá trình giải quyết nhiệm vụ này cần nắm

được các quy luật phân bố của các đại lượng khí tượng, vị trí các đối tượng synop như

khối khí, front, xoáy thuận, xoáy nghịch, dòng xiết …cũng như xác định sai số của các

số liệu đã được điền trên bản đồ và phân tích các bản đồ thời tiết trong các kỳ quan trắc

trước => cần phân tích sơ bộ các bản đồ synop

Xác định cấu trúc các đối tượng synop, sự tiến triển và di chuyển của chúng

Tính các đặc trưng bổ trợ như gradient ngang của khí áp, nhiệt, thành phần thẳng đứng

Nhận biết và sửa số liệu sai trên bản đồ synop

Tính đại biểu của số liệuCần có trạm tiêu biểu : Khi trạm đặc trưng cho một khu vực tương đối lớn xung quanhtrạm

Các trạm miền núi bị che khuất sẽ cho tốc độ gió nhỏ hơn tốc độ của dòng khí cơ bản

Hiện tượng fohn sẽ làm nhiệt độ khu vực trạm lớn hơn hẳn nhiệt độ các khu vực khôngchịu ảnh hưởng của fohn nhưng năm trong cùng một khối khí Hướng gió ở miền địa

chịu ảnh hưởng của fohn nhưng năm trong cùng một khối khi, Hướng gio ở miền địahình bị chia cắt biến đổi lớn và không ổn định Trạm ở gần đầm lầy sẽ cho tần suấtsương mù lớn hơn xung quanh xa đầm lầy…

Phân tích nguyên nhân ảnh hưởng

Ảnh hưởng mặt đệm.Trạm đồng bằng tiêu biển hơn ở vùng núi, trạm khí tượng ở cácđảo ngoại đại dương hay trên các tàu thời tiết có tính tiêu biểu hơn các trạm trên lụcđịa…

Trang 27

Nguồn gốc sai sót số liệu quan trắc:

Sai do quan trắc không đúng

Sai do hiệu đính số liệu (quy về mục biển, chuyển đơn vi, hiệu đính nhiệt kế)

Sai do lập mã điện

Sai do truyền tin, nhận và giải mã

Sai do điền số liệu lên bản đồ

Nhận diện sai số:

Khí áp thường sai 5 hay 10 mb

Tốc độ và hướng gió: thường xét tố độ gió lớn hơn 5 m/s

Nhiệt độ: Sai số có thể tới 5-10 độ C và sai về dấu Khi sửa sai cần loại trừ khả năng

ảnh hưởng của front, cần tính tới ảnh hưởng của sự phân bố mây và địa hình đặt trạm

Điểm sương: Nếu điểm sương lớn hơn nhiệt độ tại trạm thì có thể điểm sương sai cũng

có thể nhiệt độ sai Khi sửa sai cần chú ý là điểm sương trong một khối khí ít biển đổi

qua các thời kỳ quan trắc

Mây và thời tiết vào kỳ quan trắc: Chú ý tới các trạm lân cận

Phân tích các bản đồ cần tiết hành theo trình tự:

1/ Vẽ đường front khí quyển2/ Vẽ và điền các đường đẳng áp3/ Vẽ và điền các đường đẳng biến áp (theo giá trị biến áp 3 giờ cuối)4/ Xác định và đánh dấu các trung tâm xoáy thuận, xoáy nghịch, khu vực tăng giảm áp5/ Xác định và khoanh vùng các khu vực giáng thủy và hiện tượng thời tiết bằng bút chì màu

Những dấu hiệu chính của front trên bản đồ thời tiết mặt đất:

1/ Đường front thường nằm theo trục rãnh thấp (rãnh khuất hoặc rõ) Vì vậy mỗi rãnhkhí áp phải được xem xét với quan điểm là có thể có front đi qua trục rãnh

2/ Dọc theo đường front có sự hội tụ gió: Nếu kếu dài vecto hướng gió ở hai bên front thì chúng sẽ cắt nhau Trường hợp rãnh khuất gió có thể không đổi hướng mà chỉ thayđổi tốc đọ gió: sau front lạnh gió mạnh, trước front lạnh gió yếu

3/ Khi đi qua đường front thường có sự biến đổi lớn về nhiệt, nhiệt độ điểm sương, tầmnhìn xa

4/ Thường biến áp có dấu khác nhau ở hai bên front: trước front nóng (-), sau front lạnh

là khu vực biến áp (+)

5/ Dọc đường front là hệ thống mây và giáng thủy đặc trưng cho từng loại front Trước

front nóng là hệ thống mây NS-Á-Cs-Ci và giáng thủy dầm, có thể có Cb cho mưa rào

Dọc theo front lạnh là hệ thống mây đối xứng qua gương so với hệ thống mây front

nóng và đặc trưng là Cb cho mưa rào Gần front cố tù mây và giáng thủy thường phân

bố hai bên đường front

(Chú ý các nguyên tắc: Tiêu biểu, logic vật lý, đối chiếu, ba chiều và lịch sử liên tục)

4.2 Kỹ thuật xác định đường dòng

-Phân biệt đường dòng và quỹ đạo

Đường dòng là đường mỗi điểm của nó tiếp tuyến với vecto vận tốc gió tức thời

(Đường dòng tương ứng với điều kiện tức thời mà không phải là các vị trí liên tiếp của

hạt khí)

-Quỹ đạo của hạt khí là đường mô tả những vị trí liên tiếp của hạt khí Tại thời điểm bất

kỳ vecto vận tốc gió phải tiếp tuyến với quỹ đạo

Nhìn chung, quỹ đạo và đường dòng có dạng đường uốn khúc, có độ cong và có dấu

Trang 28

Mô tả xác địnhdấu của độ cong đường dòng ở Bắc và Nam bán

Bắc va Nam báncầu

Bước 1: Điền các giá trị hướng và tốc độ gió từng 10o trên các điểm trạm

Bước 2: Vẽ đường nối qua các trạm có cùng hướng gió hay nội suy hướng gió giữa

các trạm (đường đẳng hướng)

Bước 3: Vẽ các đoạn thẳng ngắn qua các đường đẳng hướng sao cho các đoạn ngắnnày biểu diễn hướng gió

Trang 29

Bước 4: Nối các đoạn thẳng vừa vẽ bằng các đường tiếp tuyến với chúng Đây chính là

đường dòng

20.01.2020 | Tien Thanh, Nguyen | ThuyLoi University| 113/233 20.01.2020 | Tien Thanh, Nguyen | ThuyLoi University| 114/233

Phân tích đường dòng quan trọng vì các hệ thống đường dòng trên cao nhất là đặc trưng hội tụ phân kỳ có liên quan tới sự hình thành và biến đổi của các khuvực khí áp mặt đất: Dưới khu vực hội tụ trên cao thì ở mặt đất thường hình thànhvà tăng cường xoáy nghịch và ngược lại

4.3 Dự báo hình thế synop và dự báo điều kiện thời tiết

Nội dung dự báo thời tiết: Là số lượng các yếu tố khí tượng cần dự báo và chi tiết về dự

báo các yếu tố đó

Dựa vào yêu cầu, mục đích dự báo chia các loại bản tin dự báo thời tiết thành 2 loại:

+ Bản tin dự báo thời tiết chung: Được đưa trên các phương tiện thông tin đại chúng,

bao gồm các dự báo về mây, bão, nhiệt độ và giáng thủy…

+ Bản tin dự báo thời tiết phục vụ, chuyên ngành: Dự báo sương mù phục vụ an toàn

hàng không, hàng hải; Dự báo khí tượng nông nghiệp liên quan chủ yếu tới lượng mưa,

ẩm…

Thông thường các bản tin dự báo được chia làm dự báo ban ngày và dự báo ban đêm

Đánh giá bản tin dự báo

Để đánh giá khả năng dự báo, chúng ta có thể sử dụng nhiều phương pháp khác nhau:

Cụ thể trong Thông tư Số: 41/2017/TT-BTNMT quy định kỹ thuật đánh giá chất lượng

dự báo, cảnh báo khí tượngTuy nhiên đơn giản nhất chúng ta sử dụng:

- Đánh giá các dự báo xen kẽ

n1 là số lần dự báo có hiện tượng (dự báo đúng)n2 là số lần dự báo không có hiện tượng (dự báo đúng)

N tổng số lần dự báo

X = N

n

n1 2 100%

Định dạng
Số trang	59
Dung lượng	4,97 MB