Giáo Trình Khí Tượng Radar Phần 2 Nguyễn Hướng điền (chủ Biên)

Tải bản đầy đủ (.pdf) (92 trang)

1. Trang chủ
>>
2. Giáo án - Bài giảng
>>
3. Địa lý

Giáo trình khí tượng radar phần 2 nguyễn hướng điền (chủ biên)

Bạn đang xem bản rút gọn của tài liệu. Xem và tải ngay bản đầy đủ của tài liệu tại đây (29.1 MB, 92 trang )

Chương 4nhận biết mục tiêu khí tượng bằng radar thờitiết4.1. Nhận biết các loại mây qua độ phản hồi vô tuyến của radar4.1.1. Nguyên lí nhận biết các loại mây qua phản hồi vô tuyếnCác quan trắc radar từ quét 3 chiều hay quét khối (volume scan) cung cấp cácgiá trị cường độ PHVT trên từng góc cao của anten đã chọn ra tới bán kính quét tốiđa của radar. Các giá trị độ phản hồi vô tuyến (dBz) từ mỗi mục tiêu mà cánh sónganten cắt qua đều được thu nhận và hiển thị.ảnh PHVT của radar chưa số hoá trước đây có độ phân giải thấp (trong radarthời tiết MRL-1, MRL-2, MRL-5 các pixel có kích thước là 3030 km). Các hiệntượng thời tiết liên quan đến mây được nhận biết căn cứ vào các đặc trưng đo đạcđược trong các không gian nói trên. Vì các ô không gian (pixel) có diện tích lớn nêncó nhiều hiện tượng thời tiết bị bỏ qua, chỉ quan tâm được những hiện tượng cócường độ mạnh nhất trong ô vuông đó. Thời gian để đổi thông tin (độ phân giải thờigian) thông thường là 20 đến 30 phút nên có những hiện tượng thời tiết qui mô nhỏcũng không được phát hiện.Các radar thời tiết được sản xuất sau này đều là loại đã số hoá và ảnh PHVTcủa chúng có độ phân giải cao. Trong các radar Doppler, các hiện tượng thời tiết cònđược nhận biết nhờ các quan trắc về trường gió (hướng và tốc độ gió, độ rộng phổ tốcđộ gió). Các radar phân cực thì cho biết thêm về trạng thái của hạt mây, mưa quasự thay đổi của độ phân cực sóng phản hồi so với sóng phát. Hơn thế nữa, ngày nayngười ta còn nghiên cứu kết hợp các hình ảnh do nhiều radar thu được với nhau vàvới các ảnh vệ tinh để có được một bức ảnh diện rộng, chứa nhiều thông tin phục vụcho việc phân tích và dự báo thời tiết.Các pixel không gian của các radar ngày nay ứng với các ô có kích thước nhỏ(500500m, 250250m,) và độ phân giải thời gian chỉ vài phút nên các hiện tượngthời tiết được phát hiện đầy đủ và kịp thời, không có tình trạng bị bỏ qua kể cảnhững hiện tượng thời tiết có qui mô nhỏ (kích thước vài km, thời gian tồn tại vàiphút). Thông tin được lưu giữ và có thể xem lại được lịch sử phát sinh và pháttriển của các quá trình qui mô nhỏ. Vì vậy độ chính xác của việc mô tả các hiệntượng thời tiết và những biến động của chúng đầy đủ hơn. ảnh hiển thị cũng cómàu sắc sinh động hơn. Tuy nhiên, nguyên lí nhận biết mây và các hiện tượng thờitiết qua ảnh PHVT của các radar đã số hoá cũng giống như loại không số hoá trướcđây.Nguyên lí nhận biết mây, mưa trong các radar thông dụng được dựa vào đặcđiểm của phản hồi vô tuyến mà radar quan trắc được, đó là:- Độ cao giới hạn trên và dưới,- Cường độ phản hồi vô tuyến,- Hình dạng và cấu trúc ảnh phản hồi trên màn hình (mặt cắt ngang PPI vàmặt cắt thẳng đứng RHI),- Vị trí của phản hồi so với radar.Mỗi một hiện tượng thời tiết liên quan đến mây có một đặc điểm riêng. Các đặcđiểm này thường phải tổng kết, đánh giá độ tin cậy trên cơ sở những số liệu quantrắc đối chứng của radar và của các trạm khí tượng mặt đất trong khu vực radarhoạt động. Vì vậy các hiện tượng thời tiết được nhận biết theo số liệu radar mangtính xác suất thống kê và có tính địa phương.4.1.2. Nhận biết các loại mâyKhi ứng dụng vào thực tế, phần lớn các độ phản hồi vô tuyến nhỏ hơn 18 dBzđược coi là không phải là mưa mà có thể là phản hồi từ hạt mây hoặc các hạt tán xạnhỏ khác. Tuy nhiên, số liệu phản hồi có thể được dùng để xác định độ cao mâycũng như dạng mây. Dưới đây là đặc điểm của vùng PHVT của một số loại mây:- Phản hồi vô tuyến mây ti (Ci):Hình 4.1. Phản hồi vô tuyến mây Ci trên màn chỉ thị quét đứng RHI+ Trên mặt cắt thẳng đứng PHVT mây Ci thể hiện thành dải hẹp, độ cao > 6km, ở khoảng cách gần;+ Trên mặt cắt ngang rất ít khi bị phát hiện ;+ Độ phản hồi rất nhỏ lg Z -3,0 (Z tính ra mm6/m3 ) hay Z -30 dBz;+ Phản hồi mây Ci chỉ phát hiện được trong phạm vi 50 70 km cách trạmradar.Hình 4.1 là một ví dụ về hiển thị mây Ci thu được bởi radar không số hoá.- Phản hồi vô tuyến mây trung (A):+ Trên mặt cắt thẳng đứng (RHI) thể hiện thành dải rộng hơn của mây Ci, cóđộ cao giới hạn dưới (chân mây) trên 2 km. Khi có mưa thì độ cao chân mây kéo dàixuống mặt đất;+ Trên mặt cắt ngang (PPI) chúng thể hiện thành màn, lgZ 0 và chiếm mộtdiện tích rộng, và chỉ phát hiện được đến < 200 km;+ Độ phản hồi tương đối đồng nhất theo các hướng.Hình 4.2. là một ví dụ về hình ảnh hiển thị mây As cùng mây Ns thu được bằngradar không số hoá.Hình 4.2. ảnh mây Ns (phần dưới) và As (phần trên) trên màn chỉ thị quét đứng RHI- Phản hồi vô tuyến mây thấp (S):+ Trên màn hình quét thẳng đứng: PHVT thể hiện thành dải hẹp. Độ cao củavùng có độ PHVT cực đại HMax 5 km. Khi có mưa thì vùng phản hồi kéo dài xuốngmặt đất. Khi không có mưa thì độ cao chân mây H 2 km;+ Độ phản hồi đồng nhất;+ Trên màn hình ngang (PPI) vùng PHVT mây thể hiện thành màn rộng và chỉphát hiện được ở r 120 km. Giá trị độ phản hồi lgZ = -2 2,5, giới hạn giữa vùngcó mây và không mây không rõ.- Phản hồi vô tuyến mây vũ tầng (Ns):Mây vũ tầng có mưa trên diện rộng và kéo dài, tồn tại lâu. Nếu đang mưa, trênmàn hình thẳng đứng (RHI) chúng thể hiện thành dải có độ dày lớn kéo dài xuốngmặt đất. Độ cao giới hạn trên của mây có khi vượt quá 9 km. Hình ảnh của nó trênmàn chỉ thị quét đứng cũng tương tự như mây Ci nhưng dày hơn và có độ PHVT lớnhơn. Thêm vào đó, ở gần độ cao của mực 00C nhiều khi tồn tại một dải sáng (tầngtan băng). Trên màn chỉ thị của các radar số hoá thì đó là dải màu ứng với độPHVT lớn, còn trên mặt chỉ thị quét tròn (PPI) nó là một hình vành khuyên có độphản hồi lớn. Sự suất hiện dải sáng- nơi có độ phản hồi tăng đột ngột so với các mựcxung quanh- là một đặc điểm quan trọng của PHVT mây vũ tầng.- Phản hồi vô tuyến mây tích (Cu, Cb):Hình 4.3. ảnh mây Cb quét đứngTrên màn hình RHI các đám mây phát triển thẳng đứng thể hiện khá rõ hìnhdạng của chúng. Độ cao giới hạn và hình dạng thay đổi phụ thuộc vào giai đoạnphát triển của mây. ở giai đoạn mây vũ tích hoặc trước vũ tích độ cao đỉnh mây cóthể 13-17 km. ở giai đoạn mới hình thành với chiều cao mây từ 3 - 5 km, độ phảnhồi không đồng nhất cả theo chiều cao và chiều rộng.Hình 4.3. là một ví dụ về ảnh hiển thị RHI của mây vũ tích thu được bằngradar không số hoá.Trên màn chỉ thị PPI các vùng phản hồi của mây đối lưu thể hiện thành từngđám nằm rải rác hoặc có một sự xắp đặt nhất định phụ thuộc vào hình thế thời tiết.Độ phản hồi vô tuyến Z (tính ra dBz) thường > 0 và thay đổi tuỳ theo giai đoạnphát triển. Đặc điểm nổi bật của PHVT của mây tích là giới hạn giữa vùng có mâyvà không mây rất rõ. ở tâm màn hình có một vùng sáng, đó là nhiễu do búp sóngphụ quét vào các vật gần nơi đặt radar.Hình 4.4. ảnh mây Ac, Cb và Cc trên màn chỉ thị quét trònHình 4.4. là một ví dụ về hình ảnh hiển thị mây trung tích (Ac), vũ tích (Cb) vàti tích (Cc) thu được bằng radar không số hoá trên màn chỉ thị quét tròn.4.2. Nhận biết hiện tượng đứt thẳng đứng của gió qua số liệucủa radar không DopplerHình 4.5. Minh hoạ hiện tượng đứt của gió theo phương thẳng đứngHiện tượng PHVT của mây trên màn chỉ thị RHI của radar thời tiết bất kì bịtách và trôi khỏi gốc là biểu hiện của hiện tượng có sự đứt thẳng đứng của giótrong khí quyển. Có thể quan sát sự di chuyển của đám phản hồi trên các độ caokhác nhau (sự thay đổi vị trí các đám trên màn hình PPI ở các góc cao khác nhau)theo thời gian để xác định chính xác sự thay đổi hướng và tốc độ của gió. Hình 4.5minh hoạ hiện tượng này, đó là sơ đồ hình ảnh của cùng một đám mây quan sátđược vào ba thời điểm liên tiếp khác nhau. Riêng ở radar Doppler thì sự thay đổihướng và tốc độ gió còn có thể xem trên các ảnh hiển thị tốc độ gió, thậm chí chỉtrên một hình, mà ta không xét ở đây.4.3. Nhận biết các hiện tượng thời tiết nguy hiểm liên quanđến mây đối lưu mạnh (dông, tố, lốc, vòi rồng)4.3.1. Dấu hiệu chung của phản hồi vô tuyến mây đối lưu có khả nănggây ra các hiện tượng nguy hiểmCác hiện tượng thời tiết nguy hiểm liên quan đến mây đối lưu mạnh (như dông,tố, lốc, vòi rồng ) được nhận biết gián tiếp căn cứ vào các đặc điểm định tính vàđịnh lượng của PHVT mây quan trắc được trên màn hình như hình dáng và cấutrúc phản hồi, độ phản hồi, độ cao, tốc độ di chuyểnCó thể liệt kê những dấu hiệu của phản hồi vô tuyến mây đối lưu có khả nănggây ra các hiện tượng nguy hiểm như sau:1) Độ cao đỉnh phản hồi vô tuyến mây lớn khác thường: Hmax > 15 km (đỉnhPHVT mây xuyên thủng đối lưu hạn và vượt quá 3-4 km).2) ở độ cao 6-7 km, độ phản hồi cực đại vượt quá 48 dBz.3) Đường biên của đám PHVT rất rõ, gradient thẳng đứng của độ PHVT lớn.4) Phản hồi có hình móc hoặc vòng nhẫn gắn vào đám phản hồi mẹ (đám phảnhồi lớn).5) Phản hồi di chuyển với tốc độ lớn trên 40 knots (trên 74 km/h).6) Có một vùng không có phản hồi trong đám phản hồi (dry holes).7) Tốc độ phát triển của đỉnh PHVT lớn hơn 600m/phút.8) Có sự hội tụ của các đám phản hồi.9) Một đám phản hồi phát triển mạnh trở nên rất lớn (Super Cell) và có thể gâyra lốc.Các hiện tượng thời tiết nguy hiểm sẽ được nhận biết chính xác hơn nếu kếthợp các ảnh PHVT với các sản phẩm của radar Doppler như ảnh phân bố tốc độ gióxuyên tâm, độ rộng phổ4.3.2. Nhận biết dôngDông trong khí tng được hiểu là hiện tượng phức hợp do mây đối lưu pháttriển rất mạnh (mây dông) trong khí quyển gây ra. Nó thường kèm theo gió mạnh,mưa rào, sấm sét dữ dội, thậm chí cả mưa đá, vòi rồng ( vùng vĩ độ cao có khi còncó cả tuyết rơi).4.3.2.1.Cấu trúc cơ bản của một đám mây dôngổ mây dông được hình thành và xuất hiện trên một vùng khá rộng mà trên đócó các dòng chuyển động thẳng đứng tương đối mạnh của không khí. Thời gian tồntại trung bình của một đám mây dông từ nửa giờ cho đến một giờ. Quá trình pháttriển của hầu hết các cơn dông đều có thể chia làm 3 giai đoạn: giai đoạn hìnhthành mây Cu, giai đoạn trưởng thành (chín muồi) và giai đoạn tan rã.- Giai đoạn hình thành mây Cu: Dòng thăng vượt lên từ mặt đất cho đến vàingàn feets. Hơi nước ngưng tụ, các hạt mây bắt đầu phát triển và lớn dần lên. Hạtmưa bắt đầu rơi xuống và dòng giáng phát triển. Tuy nhiên các hạt mưa này vẫnchưa rơi xuống tới mặt đất được mà chỉ ở trong mây (hình 4.6).Hình 4.6. Các giai đoạn hình thành mây Cu (a), phát triển (b) và tan rã (c) của mây dông- Giai đoạn trưởng thành: Các hạt mưa rơi xuống và dòng giáng tồn tai songsong cùng với dòng thăng. Dòng giáng mạnh nhất là ở phần dưới của mây, phátsinh một vùng phân kì và hình thành một vùng front cỡ nhỏ. Những ổ mây mới cóthể được hình thành ở phía bên trên của dòng ra này. Mưa mạnh nhất là ở giaiđoạn này và có thể xảy ra mưa đá.- Giai đoạn tan rã: Các dòng giáng tản ra ở toàn bộ phía dưới của mây, làm chonó yếu dần và tan rã. Chỉ xuất hiện mưa nhỏ và không kéo dài lâu.4.3.2.2.Những cơn dông đối lưu đơn ổ hoặc đa ổ- Những cơn dông đối lưu đơn ổ thường, bao gồm một ổ mây nhỏ, thời gian tồntại ngắn.- Những cơn dông đối lưu đơn ổ mạnh (siêu ổ) tồn tại lâu.- Những cơn dông đối lưu đa ổ thường bao gồm những ổ mây thường hợp lại vớinhau. Đây là những ổ mây hoạt động khá mạnh.- Những cơn dông đối lưu đa ổ mạnh bao gồm những ổ mây thường và một vàisiêu ổ hoặc tất cả là siêu ổ hợp lại với nhau (trường hợp toàn siêu ổ hiếm khi xảyra).Các ổ mây dông đôi khi sắp xếp thành dải kết thành một màn mây gần nhưliên tục, rộng khoảng từ 10-50 km, dài vài trăm km dọc theo đường front lạnh,chuyển động ổn định theo hướng di chuyển của front. Đó là đường gió giật mà ta sẽnói tới sau. Chúng có thể là các ổ mây thường hoặc một số ổ mây thường kết hợp vớimột vài siêu ổ hoặc tất cả đều là siêu ổ (trường hợp cuối này hiếm).Những cơn dông đa ổ được đặc trưng bởi sự hình thành liên tiếp của những ổmây Cu mới (hình 4.7). Những đám mây này hình thành sau những khối mây Cuchính một khoảng thời gian từ 10 đến 40 phút.Hình 4.8 là diễn biến PHVT theo thời gian của một đám mây dông đơn ổHình 4.7. Sơ đồ PHVT của một đám mây dông đa ổ (các số ghi trên các đường đẳng trị có đơn vị làdBz)Hình 4.8. Sơ đồ diễn biến PHVT theo thời gian của một đám mây dông đơn ổ (các số ghi trên cácđường đẳng trị có đơn vị là 10 dBz)4.3.2.3.Các chỉ tiêu nhận biết dôngĐối với radar không Doppler người ta xây dựng các chỉ tiêu nhận biết đối vớidông và các hiện tượng như mưa đá, tố, lốc qua các đặc trưng PHVT của mây.- Chỉ tiêu độc lập: loại chỉ tiêu này chỉ sử dụng đặc trưng PHVT của mây doradar đo được, ví dụ độ cao của đỉnh PHVT, cường độ PHVT.Nếu chỉ sử dụng một đặc trưng thì chỉ tiêu gọi là đơn trị. ở vùng phía bắc ViệtNam, nếu đỉnh phản hồi vượt quá 16 km hoặc lgZ3 3,0 (Z3 là độ phản hồi ở mực H= H0 + 2 km 7 km, trong đó H0 là độ cao của mực 00C) thì khả năng có dông sẽvượt quá 80 % (theo số liệu của trạm radar Phù Liễn).Các chỉ tiêu đơn trị thường có độ chính xác không cao. Ví dụ, nếu lấy độ cao củađỉnh PHVT mây làm chỉ tiêu nhận biết dông thì ở giai đoạn vũ tích (trưởng thành)mây có thể có cùng độ cao như ở giai đoạn sau dông, tức là khi mây đã chuyển sanggiai đoạn tan rã.Nếu chỉ tiêu được xây dựng sử dụng nhiều đại lượng do radar cung cấp, thì gọilà chỉ tiêu tổng hợp. Chẳng hạn như ở trạm radar Phù Liễn, các chuyên gia đãdùng cả Hm (độ cao đỉnh PHVT) và Z3 để xây dựng sẵn đồ thị biểu diễn mối quan hệgiữa xác suất hình thành dông P(%) với đại lượng Y=Hm.lgZ3 theo các số liệu lịch sử(hình 4.9). Sau đó, khi có một ảnh PHVT mới, ta tính đại lượng Y theo công thứctrên và đối chiếu với đồ thị để tìm ra xác suất hình thành dông (từ giá trị Y trêntrục hoành, chiếu song song với trục tung lên đồ thị rồi lại chiếu tiếp lên trục tungđể tìm P). Chỉ tiêu này được thiết lập dựa trên nguyên tắc là khả năng gây dôngcủa mây được quyết định bằng kích thước hạt mây và sự tồn tại các hạt nước ở dạngrắn. Mây càng cao (Hm lớn) thì số lượng hạt ở thể rắn càng nhiều, độ phản hồi cànglớn (Z3 lớn) thì càng có nhiều hạt có kích thước lớn.P801340-20-10O102203040YHình 4.9. Xác suất xuất hiện dông theo Y=Hm.lgZ3. Đường 1: r 15 km/h có khi tới cấp10. Đường tố hình thành do không khí lạnh di chuyển nhanh đã đẩy mạnh khôngkhí nóng ẩm ở phía trước front lên cao, tạo ra các ổ mây đối lưu sâu (thường là mâyCb hình đe) dính liền vào nhau thành một dải. Gió ở sau front giật từng cơn và tốcđộ trung bình phải đạt từ 8 m/s trở lên, lúc mạnh phải tăng lên ít nhất tới 11 m/s vàduy trì trong thời gian ít nhất một phút.Đường tố đôi khi cũng hình thành ở gần các vùng xoáy mạnh (chẳng hạn nhưbão), chuyển động ra xa khỏi xoáy về phía vùng quang mây trước nó. Các đườngnày do không khí lạnh phân kì ở bên trên vùng xoáy, bị giáng thuỷ kéo xuống gầnmặt đất rồi chuyển động ra xa vùng xoáy, đẩy không khí nóng ẩm lên cao, tạo racác đám mây đối lưu. Khi đã hình thành, đường tố thường di chuyển theo hướnggần như vuông góc với chính nó. Đôi khi nó còn tồn tại một thời gian dài mặc dùxoáy đã tan và không còn quan trắc thấy trên màn ảnh hiển thị của radar nữa.Thời gian tồn tại của mỗi đường có thể tới vài giờ, nhưng đường này tan thì có thểđường khác lại xuất hiện.Hình 4.10. Phản hồi vô tuyến mây biểu hiện vị trí đường tốĐường tố là một hiện tượng của gió mà radar Doppler thường quan trắc được:trên màn hiển thị PPI, nó thể hiện thành một dải gồm nhiều ổ đối lưu (hình 4.10)chuyển động theo hướng vuông góc với dải. Chuyển động của đường tố tương đối ổnđịnh nên dễ dự báo.Dựa vào các đặc trưng của trường gió ta cũng có thể nhận biết được đường tố:gió ở phía trước đường tố yếu hơn ở phía sau nó khá nhiều. Trong thực tế tốc độ gióở phía sau đường tố nhanh hơn tốc độ di chuyển của đường. Tuy nhiên, khi đườngtố nằm dọc theo đường bán kính quét của radar (tức chuyển động vuông góc vớiphương bán kính), ta sẽ khó phát hiện ra nó nếu chỉ dựa vào thông tin về gióDoppler.Độ rộng phổ của tốc độ gió cũng là đặc trưng được sử dụng để xác định vị trícủa đường tố bởi vì tại đó tốc độ gió thay đổi rất mạnh. Trên ảnh độ rộng phổ, ta cóthể quan trắc được đường gió giật ngay cả khi nó di chuyển vuông góc với phươngbán kính.Đường tố rất nguy hiểm đối với máy bay đang cất, hạ cánh. Khi đường tố đi quađiểm nào thì ở đó gió chuyển hướng và tốc độ tăng lên đáng kể. Nếu cảnh báo trướcvề đường tố cho các sân bay sẽ đảm bảo an toàn cho máy bay khi điều khiển nó cấthoặc hạ cánh. Radar DWSR 93C đã có phần mền xử lí để phát hiện và cảnh báohiện tượng nguy hiểm này.4.3.4. Nhận biết lốc và vòi rồngLốc là những xoáy giống như bão nhưng kích thước rất nhỏ, đường kính vùngxoáy mạnh nhất cỡ vài chục hoặc vài trm mét. Lốc xoáy có trục thng đứng, cuốnkhông khí lên. Lốc rất khó dự báo. Nguyên nhân sinh gió lốc cũng tương tự nhưbão: trong nhng ngày hè nóng nực, mặt đất b đốt nóng không đều nhau, một vùngnào đó hấp thụ nhiệt thuận lợi sẽ nóng hơn, tạo ra vùng khí áp giảm và tạo ra dòngthăng; không khí lạnh hơn ở chung quanh tràn đến và bị lực Coriolis làm lệchhướng, tạo hiện tượng gió xoáy. Trên màn hình của radar, PHVT của vùng có lốcchỉ hiển thị được nếu có kèm theo giáng thuỷ hoặc bụi do nó cuốn lên. Tuy nhiên,vùng gió xoáy lên nhiều khi không có giáng thuỷ mà chỉ ở xung quanh đó mới có, dovậy, trên màn hình PPI ta sẽ thấy một vùng không có mây hoặc phản hồi yếu trongmột đám phản hồi mạnh dạng tròn, giống như mắt bão. Song do kích thước nhỏ mànhững dấu hiệu này rất khó nhận biết.Nếu lốc rất mạnh (thường xảy ra trên vùng biển hoặc trên vùng có địa hìnhbằng phẳng, ít ma sát), nó có thể hút lên cao không chỉ bụi mà cả các vật nhẹ đôikhi cả những vất khá nặng (như lá cây, giấy, tấm tôn, cá ), rồi quẳng chúng raxa khỏi vị trí ban đầu. Đó là hiện tượng vòi rồng. Trong những vòi rồng cực mạnhtốc độ gió cực đại có thể đạt tới 128 m/s. Vùng PHVT của lốc có vòi rồng thường thểhiện thành một chỗ lồi gắn vào đám mây mẹ rồi xoáy lại thành dạng móc câu, cókhi khép kín lại thành một vòng nhẫn. Nhiều khi phải theo dõi liên tục các ảnhphản hồi ta mới thấy được hiện tượng này. Các đám phản hồi vô tuyến mây đối lưucó dạng đường sóng cũng có khả năng gây ra lốc.Hình 4.11. Hiển thị PPI của xoáy mạnh dạng móc câu (theo Brandes, 1977)Các PHVT dạng móc câu trên màn chỉ thị PPI (hình 4.11) là dấu hiệu radarđặc trưng thường thấy khi có vòi rồng. PHVT dạng móc câu được hình thành do sựchuyển động xoáy mạnh của mưa xung quanh các dòng thăng trong xoáy vòi rồng.Vùng móc câu không phải là vùng xoáy mạnh thực sự, mà thực tế chỉ là vùng mưaxung quanh xoáy. Nó có kích thước nhỏ khoảng 10 nm và nhỏ hơn so với phầnchính của xoáy. Ngay cả với dông cực mạnh, nó cũng không lớn hơn 15 nm. Móc câucó thể được xác định ở mực trung bình của xoáy, đôi khi vượt quá độ cao 10 km.Thường móc câu được tìm kiếm ở các mức góc cao nhỏ nhất của anten. PHVT dạngmóc câu là tín hiệu khó nhận dạng vì kích thước tương đối nhỏ và thời gian tồn tạingắn, hơn nữa, không phải tất cả các vòi rồng đều tạo ra ra PHVT dạng móc câu vìcó thể bị mưa và bụi trùm lên hết cả vùng.Những cảnh báo lốc của radar không Doppler dựa trên cường độ PHVT, độ caođỉnh PHVT của xoáy và các hình dạng xoáy hay móc câu của PHVT. Radar Dopplercó thêm sản phẩm gió và độ rộng phổ tốc độ gió giúp ích nhiều cho công việc này.Những vùng ở hai bên của tâm xoáy có gió thổi theo hai hướng ngược nhau. Dấuhiệu này được sử dụng trong thuật toán TVS (tornadic vortex signature) để pháthiện lốc. Trường độ rộng phổ lớn là yếu tố đặc trưng của xoáy lốc nguy hiểm. Nhữngdấu hiệu khác nhau của lốc, vòi rồng và các xoáy nguy hiểm khác có thể nhanhchóng phát hiện ra bằng cách theo dõi liên tục các hiển thị của trường PHVT, gióDoppler và độ rộng phổ tại các độ cao khác nhau.4.3.5. Nhận biết luồng giáng mạnh của không khíMột trong những hiện tượng quan trọng về gió có thể xác định được bằng radarDoppler đó là luồng giáng (dowburst) của không khí. Từ khi hiện tượng này đượcTS. Ted Fujita (Đại học tổng hợp Chicago) phát hiện vào năm 1974, nó được nghiêncứu một cách rất chi tiết. Nhiều vụ tai nạn máy bay xảy ra do rơi vào vùng này.Nếu luồng giáng có kích thước ngang nhỏ thì nó được gọi là luồng giáng vi mô(microburst), ngược lại là vĩ mô (macroburst).Vậy luồng giáng vi mô của không khí là gì và nguyên nhân nào gây ra chúng?Theo Fujita: luồng giáng vi mô của không khí là vùng dòng giáng với tốc độ lớn vàphân kì khi xuống gần mặt đất, tàn phá trong vùng bán kính 4 km hoặc nhỏ hơn.Mặt dù kích thước ngang của luồng giáng vi mô nhỏ song tốc độ giáng có thể đạt tới75 m/s. Ngược lại, do kích thước lớn mà luồng giáng vĩ mô thường có tốc độ khônglớn, do đó không nguy hiểm và ít được người ta quan tâm.Tất cả các mây đối lưu được hình thành do các dòng không khí ẩm chuyển độngđi lên, ngưng kết và tạo thành hạt mây. Khi các hạt nước trong mây đủ lớn, chúngrơi xuống thành mưa rào hoặc mưa dông. Do tính bảo toàn khối lượng của khôngkhí mà dòng thăng bao giờ cũng có vùng dòng giáng đan xen. Trong nhiều đámmây, nhất là những mây dông mạnh, người ta quan trắc thấy những luồng giángrất mạnh.Có ba nguyên nhân chủ yếu gây nên luồng giáng: luồng giáng do mưa mạnh,luồng giáng do không khí lạnh đi vì quá trình bốc hơi của hạt mưa khi rơi vào vùngkhông khí chưa bão hoà và luồng giáng do không khí lạnh đi vì các hạt băng tan rakhi rơi vào vùng không khí ấm (khi đó, không khí lạnh, do nặng hơn, sẽ chìmxuống dưới, thêm vào đó nó lại bị cuốn xuống theo mưa, tạo nên luồng giáng).Thực tế cho thấy nếu dòng giáng không thẳng đứng, tốc độ gió phân kì gần mặtđất sẽ không đều ở mọi phía. Tương tự như vậy, nếu cơn dông di chuyển ngang vớimột vận tốc nào đó thì gió toả ra ở gần mặt đất từ dòng giáng cũng không đều, gió ởmột phía của dòng giáng sẽ mạnh hơn nhiều so với gió ở phía bên kia. Nếu cơn dôngchuyển động rất nhanh thì ở phía trước dòng giáng, gió mặt đất có hướng trùng vớihướng di chuyển của dông, còn ở phía sau không có gió hoặc chỉ có gió thổi ngược lạirất yếu. Giữa hai phía này hình thành một đường đứt gió. Đường đứt đó có độ đứtgiữa hai phía đạt tới 10 m/s hoặc lớn hơn. Trên màn hiển thị của radar cần phânbiệt giữa luồng giáng ẩm với luồng giáng khô. Khi luồng giáng mạnh có kèm theomột lượng mưa đáng kể, chuyển động ngang của các hạt mưa được xác định bởi gióngang do luồng giáng tạo ra. Vì thế luồng giáng của không khí kèm theo mưa rất dễphát hiện bởi các radar Doppler.Cũng có nhiều trường hợp không mây mà ta vẫn quan trắc thấy luồng giáng vìtrong lớp biên khí quyển còn có các hạt bụi hay côn trùng nhỏ cho ta PHVT đủ đểphát hiện luồng giáng.Radar Doppler có thể xác định tốc độ gió xuyên tâm của mục tiêu chuyển độngtrong vùng nó quan trắc. Không phụ thuộc vào vị trí của radar so với luồng giáng,radar phải quan trắc được gió đi vào gần radar và gió đi ra xa radar. Hiện nayradar Doppler DWSR 93C đã có phần mền xử lí tự động phát hiện và cảnh báoluồng giáng của không khí theo chỉ tiêu đã được định trước.4.4. Nhận biết bãoKhi bão đổ bộ lên bờ, cường độ của nó sẽ bị giảm đi do bị cắt mất nguồn cungcấp ẩm và do ma sát bề mặt tăng lên. Thời tiết nguy hiểm như vòi rồng, đường giógiật, mưa đá... thường kèm theo với đổ bộ của bão. Do bão tồn tại lâu (vài ngày) vàcó quỹ đạo chuyển động có thể dự báo được nên bão thường được cảnh báo trước.4.4.1. Cấu trúc của trường PHVT mây và mưa trong bãoNhìn chung trường mây thể hiện trên màn hình radar của một cơn bão điểnhình bao gồm 5 thành phần cơ bản sau đây:- Đường gió giật (đường tố) trước bão,- Các dải đối lưu bên ngoài,- Các dải mây hình xoắn và lá chắn mưa,- Tường mây mắt bão và mắt bão,- Đuôi bão.Hình 4.12. Trường PHVT của cơn bão do radar Doppler tại Guam quan trắc được (ảnh của TomYoshida, 2002)Cụ thể cấu trúc thể hiện rõ như sau:1) Đường gió giật trước bãoHình 4.13. Xoắn loga và góc Quan trắc nhiều cơn bão các tác giả nhận thấy rằng một đến vài ngày trước khibão đổ bộ vào đất liền, ở vào khoảng 300-700 km trước tâm bão xuất hiện một dảigồm các đám mây đối lưu mạnh, có độ phản hồi mạnh, độ cao đỉnh PHVT lớn, chodông và mưa rào. Những dải này được gọi là đường gió giật trước bão. Những đámmây này sắp xếp theo một dải hẹp, có thể dài đến hàng trăm km. Đường gió giậtđộc lập có thể tồn tại vài giờ, sắp xếp vuông góc với hướng di chuyển của cơn bão vàthường di chuyển theo hướng hầu như trùng với hướng di chuyển của tâm bão. Đâylà một dấu hiệu tốt để có được những định hướng ban đầu về hướng di chuyển củabão. Khi bão đổi hướng thì vị trí của đường gió giật cũng thay đổi. Độ dày, hìnhdáng của đường gió giật không liên quan đến cường độ hay đặc điểm khác của cơnbão. Đường gió giật chỉ tồn tại trên biển. Khi bão di chuyển thì nó cũng di chuyểntheo, vào gần bờ thì tan đi và đường khác lại xuất hiện. Đường gió giật không xuấthiện khi bão vào đất liền.2) Vùng đối lưu bên ngoàiVùng này gồm các đám mây đối lưu sắp xếp không theo một trật tự nhất định.Cũng có khi chúng sắp xếp thành các đường cong song không giúp ích gì cho việcxác định các đặc điểm của bão nói chung và tâm bão nói riêng.3) Các dải mây hình xoắn và lá chắn mưaCác dải mây hình xoắn gần các đám phản hồi của vùng mưa, phân bố theo mộtđường cong và hội tụ lại tâm bão. Senn và Hoser (1959 ) đã phát hiện ra rằng phảnhồi của các dải mây phân bố theo đường xoắn loga và có thể xác định được bằngphương trình dạng:r = Aetg(4.3)hoặclnr = lnA + tg(4.4)trong đó A là hằng số; r, là các toạ độ cực của một điểm ở trên đường cong mà taxét quan hệ với tâm xoáy O; là góc giữa tiếp tuyến của đường xoáy tại điểm có toạđộ r, và tiếp tuyến của đường tròn có tâm là tâm xoáy và bán kính là r, được gọi làgóc thổi vào hay góc xuyên (hình 4.13).Xen giữa các dải xoắn là vùng phản hồi không có hình dáng nhất định gọi là láchắn mưa. Lá chắn mưa có mưa tương đối nhẹ hơn so với mưa trong các dải xoắn.ở bán cầu Bắc, các dải xoắn có chuyển động quay ngược chiều kim đồng hồxung quanh tâm bão.Bằng cách ngoại suy dải xoắn có thể ước lượng được vị trí tâm xoáy khá phùhợp với vị trí mà số liệu độc lập của vệ tinh hoặc synốp phát hiện được.4) Mắt bão và tường mây mắt bão (Eye and eye wall)Trong một cơn bão mạnh mắt bão là vùng có dòng giáng, không có mây, khôngcó mưa và như vậy là không có phản hồi vô tuyến mây. Tường mây mắt bão có tiếtdiện ngang là một hình tròn hoặc elíp. Tiết diện này thấy rõ khi dùng mặt cắtngang CAPPI. Nếu dùng mặt cắt PPI thì tiết diện nhìn thấy không hoàn toàn làtiết diện ngang mà là tiết diện ở góc nghiêng bằng góc cao của anten. Lưu ý rằngtrong trường hợp mắt bão rộng thì giữa tiết diện ngang và tiết diện nghiêng có sựkhác nhau đáng kể.Mắt chỉ được kiến tạo khi tốc độ gió vượt quá 33 m/s. Trong các cơn bão yếu(thường gặp rất nhiều), mắt có thể chỉ được kiến tạo một phần. Vì vậy khi quan trắcở CAPPI hoặc PPI chỉ có thể thấy một phần của tường mây dưới dạng một cunghoặc là một phần của vòng xoắn trong cùng. Muốn tìm vùng mắt bão phải ngoạisuy phần cuối của các dải xoắn bên trong. Ngay cả khi đã có mắt hoàn chỉnh nhưngbão còn ở xa thì cũng không nhìn được toàn bộ mắt mà chỉ có thể thấy được mộtphần nhỏ của một mắt bão hoàn chỉnh.Mắt bão thường có xu thế thu nhỏ lại một vài giờ trước khi đến bờ biển và hoàntoàn bị mất đi sau khi bão vào đất liền.5) Đuôi bãoPhía sau mắt bão các dải mây xoắn thường dãn ra. Song hiện tượng này ít khibị phát hiện vì rằng chúng thường ở cách xa radar. Việc kéo dài của các dải mâyxoắn thường xảy ra ở phía bên phải quỹ đạo chuyển động của bão và thường thểhiện như là một đường gồm phản hồi của các đám mây đối lưu mạnh.4.4.2. Quan hệ giữa đặc điểm phản hồi vô tuyến mây bão với cường độbão- Mắt bão hình tròn được coi là dấu hiệu của cơn bão mạnh. Mắt bão không cóhình dáng rõ ràng là dấu hiệu của cơn bão yếu.- Nói chung cơn bão càng mạnh thì càng có nhiều dải xoắn.- Góc thổi vào giảm thì cường độ tăng.- Những cơn bão yếu với áp suất trung tâm khoảng 950 mb thì độ dày dải xoắnlớn.- Tường mây mắt bão có quan hệ không rõ ràng với cường độ bão. Tuy nhiênmột xu thế được xác định là tường mây càng dày thì xoáy càng yếu. Tường mâycàng cao thì bão càng mạnh.Một số tác giả đã cố gắng tìm công thức tính cường độ bão theo các đặc điểmphản hồi quan trắc được. Những yếu tố chính để thành lập công thức tính cường độbão là: Đường kính mắt bão, độ cao tường mây mắt bão, độ rộng của tường mây mắtbão, góc thổi vào nhỏ nhất của dải xoắn.Zhou Ducheng (1981) đã đưa ra công thức tính cường độ bão dựa trên nhữngyếu tố đã nói trên khi mắt bão xuất hiện trên màn hình:Y = 31,6613 0,1501X1 + 1,4710X2 + 0,1033X3 0,3375X4 ,(4.5)trong đó:Y- cường độ bão tính bằng tốc độ gió cực đại (m/s),X1- đường kính của vùng mắt bão (km),X2- độ cao của tường mây (km),X3- độ rộng của tường mây (km),X4- góc thổi vào nhỏ nhất (tính bằng độ) của dải xoắn mưa.Khi mắt bão không xuất hiện trên màn hình thì công thức trên sẽ được viếtnhư sau:Y = 73,3686 0,3904X1t + 0,0630X2t,(4.6)trong đó:Y- cường độ bão tính bằng tốc độ gió cực đại (m/s),X1- góc thổi vào (tính bằng độ) của dải xoắn mưa,X2- độ rộng của dải xoắn (km).Theo tác giả thì phương trình trên có thể sử dụng khi tâm bão ở trên biển vàtrong phạm vi 350 km cách radar. Sai số tuyệt đối trung bình tính theo số liệu lịchsử thời kì 1967-1980 và số liệu nghiệp vụ từ 1981 là khoảng 3 m/s.4.4.3. Trường gió bão quan trắc được trên chỉ thị PPI và chỉ thị CAPPIcủa radar Doppler DWSRKhi quan trắc bão trên chỉ thị PPI nếu ta dùng biến Z thì sẽ có được cấu trúcphản hồi vô tuyến mây bão như đã trình bày ở trên. Nếu ta dùng biến là V thì sẽđược cấu trúc trường gió Doppler (còn gọi là gió xuyên tâm) trong bão. Đây làtrường gió quan trắc ở một góc cao nhất định nên gió ở các khoảng cách tới radarkhác nhau sẽ ở những độ cao khác nhau. Đối với radar Doppler DWSR-2500C, nếukhông phát hiện được đường số 0 thì có thể sử dụng lệnh unfond off để dò tìm.Trường hợp muốn khảo sát sự thay đổi gió theo độ cao ở tầng thấp trong cơn bão thìdùng VAD dạng bảng hoặc dạng đồ thị.Để mô tả kỹ trường gió Doppler nói chung và trong cơn bão nói riêng người tathường dùng chỉ thị CAPPI với biến V. Khác với chỉ thị PPI, chỉ thị này cho biếttrường gió trên một độ cao xác định rất cần thiết cho việc phân tích gió bão, cảnhbáo mức độ nguy hiểm và đưa ra biện pháp phòng ngừa. Việc xác định vị trí tâmbão theo chỉ thị này rất khó khăn nếu như không dùng thuật toán đặc biệt xâydựng các phần mềm ứng dụng. Trong trường hợp không có phần mềm chuyên dụngđể tìm tâm bão thì nên dùng chỉ thị PPI(Z) hoặc CAPPI(Z) để xác định vị trí của nó.Nó là tâm hình học của vùng mắt bão hoặc điểm hội tụ của các dải xoắn.Nếu có hai hay nhiều radar thời tiết cùng quan trắc được mắt bão và cùng xácđịnh được vị trí tâm mắt bão thì ưu tiên lấy số liệu của radar cách tâm bão gầnnhất. Nếu cả hai radar cùng phát hiện được mắt bão và cách tâm mắt bão cùng mộtkhoảng cách thì ưu tiên lấy số liệu vị trí tâm mắt bão của radar nào mà quãngđường truyền sóng từ mắt bão đến radar ít bị các đám phản hồi che khuất (nănglượng phản hồi ít bị suy yếu hơn).Chương 5phân tích ảNH HIểN THị RAĐAPhân tích ảnh mô phỏng hiển thị tốc độ gió DopplerCác ảnh trình bày trong mục này đều do Brown và Wood lập trình và vẽ trênmáy tính [14]. ở hầu hết các ảnh trường gió đều được giả định đồng nhất trên cácmặt ngang nhưng có thể đổi hướng và tốc độ theo độ cao theo các qui luật đơn giản,trừ các ảnh về gió bề mặt (gió gần mặt đất) có thể có sự bất đồng nhất ngang.ảnh số 1:Radar nằm ở tâm ảnh. Đường số 0 là vạch màu trắng hình chữ S. Anten củaradar được giả định có một góc cao (góc nâng) nào đó để ra đến vòng tròn ngoàicùng, độ cao của tia sóng đạt 24 kft. Dựa vào màu hiển thị và thang màu trên hìnhta biết ở phần phía tây của đường số 0, gió có tốc độ âm, tức vận tốc gió có thànhphần xuyên tâm hướng về phía radar, còn ở phần phía đông thì ngược lại, gió có tốcđộ dương, tức gió có thành phần xuyên tâm hướng ra xa radar. Theo qui tắc xácđịnh hướng và tốc độ gió trên ảnh hiển thị Doppler, ta thu được các profiles củahướng và tốc độ gió như các sơ đồ ở phần bên trái của hình. Cụ thể: gió có tốc độkhông đổi, bằng 40 kt ở mọi độ cao, còn hướng thì thay đổi tuyến tính từ 1800 (giónam) ở dưới đất (tâm hình) lên đến 2700 (gió tây) ở độ cao 24 kft (vòng tròn ngoàicùng).ảnh số 2:Dạng đường số 0 và phân bố màu ở ảnh này đều ngược với ảnh trước, còn cácđiều kiện khác vẫn như cũ, dẫn đến sự khác biệt giữa profile hướng gió ở ảnh nàyso với ảnh trước: ở đây hướng gió thay đổi tuyến tính từ 1800 (gió nam) ở dưới đất(tâm hình) đến 900 (gió đông) ở độ cao 24 kft (vòng tròn ngoài cùng).ảnh số 3:ảnh này có đường số 0 đồng dạng với đường ở ảnh trước nhưng sự phân bố màuthì khác. Radar ở tâm ảnh. Anten của radar được giả định có một góc cao (góc nâng)nào đó để ra đến vòng tròn ngoài cùng, độ cao của tia sóng đạt 24 kft. ở rìa phíađông và tây của ảnh có hai vùng màu thể hiện tốc độ ảo do tốc độ đã vượt ra ngoàikhoảng tốc độ Nyquist 50 kt, cần được hiệu chỉnh. Sau khi hiệu chỉnh, profilescủa hướng và tốc độ gió được thể hiện trên các sơ đồ ở phần bên trái của hình. Tathấy gió có tốc độ tăng tuyến tính từ 0 ở mặt đất đến 60 kt độ cao 24 kft, còn hướngcũng thay đổi tuyến tính từ 1800 (gió nam) ở dưới đất (tâm hình) lên đến 2700 (giótây) ở độ cao 24 kft (vòng tròn ngoài cùng).ảnh số 4:ảnh này cho thấy đường số 0 có dạng phức tạp hơn: ở trong vòng tròn nhỏ nhất,nó có dạng chữ S, nhưng ra phía ngoài, dạng cong ngược lại. Radar ở tâm hình. Cácprofiles của hướng và tốc độ gió như các sơ đồ ở phần bên trái của hình. Cụ thể: tốcđộ gió cũng không đổi, bằng 40 kt ở mọi độ cao, còn hướng gió thì thay đổi dần từ1800 (gió nam) ở dưới đất (tâm hình) lên đến 2700 (gió tây) ở độ cao trung bình (12kft), rồi lại giảm dần về 1800 (gió nam) ở độ cao 24 kft.ảnh số 5:Đường số 0 ở đây có dạng thẳng theo hướng bắc-nam. Radar ở tâm hình. Cácprofiles của hướng và tốc độ gió như các sơ đồ ở phần bên trái của hình. Hướng giókhông đổi, luôn bằng 2700 (gió tây) ở mọi độ cao, còn tốc độ gió thì thay đổi dần từ20 kt ở mức 0 (tâm hình) lên đến 40 kt ở độ cao 12 kft, rồi lại giảm dần về 20 kt ở độcao 24 kft.ảnh số 6:Đường số 0 ở đây có dạng cong hình chữ C. Góc nâng của anten được giả địnhbằng 0 nên ra đến vòng ngoài cùng, độ cao búp sóng vẫn nhỏ và gió coi như là ở gầnbề mặt. Sự phân bố của vận tốc gió như sơ đồ ở phần bên trái của hình. Cụ thể: tốcđộ gió giữa các điểm không thay đổi nhưng hướng thì thay đổi rõ rệt, hội tụ về mộtđiểm ở phía đông của radar.Nếu dạng đường số 0 cong ngược lại (hình chữ C ngược) thì thay cho trường vậntốc hội tụ, ta sẽ có một trường vận tốc phân kì từ một điểm ở phía tây của radar.ảnh số 7:Đường số 0 ở đây có dạng góc vuông. Góc nâng của anten được giả định bằng 0.Sự phân bố của vận tốc gió như sơ đồ ở phần bên trái của hình. Cụ thể: tốc độ giógiữa các điểm có thay đổi chút ít nhưng hướng thì thay đổi rõ rệt: vùng tây-bắc cógió tây-bắc, còn vùng đông-nam lại có gió tây-nam. Như vậy giữa hai vùng phải cómột front đang di chuyển theo hướng từ tây-bắc xuống đông-nam về phía radar vàphải là front lạnh vì không khí ở phía bắc thường lạnh hơn phía nam.ảnh số 8:Đường số 0 ở đây có dạng thẳng theo hướng bắc-nam. Góc nâng của anten cũngđược giả định bằng 0. Khuôn ảnh là một hình vuông ứng với khu vực nghiên cứugiả định kích thước 2727 nm. Radar cách tâm khu vực nghiên cứu giả định 60 nmvề phía nam. Góc nâng của anten cũng được giả định bằng 0. Sự phân bố của vậntốc gió (sơ đồ ở phần bên trái của hình) cho thấy đây tương tự như một xoáy thuậnqui mô vừa thường liên quan với mây dông mạnh. Tốc độ gió cực đại bằng 40 knotsở vòng tròn bán kính 2,5 nm và giảm dần tới 0 ở các điểm xa tâm xoáy nhất trongảnh (bốn góc của ảnh).Nếu ảnh này xoay đi 1800 hoặc đổi màu giữa nửa phía trái với nửa phải, ta sẽcó một vùng xoáy nghịch với sơ đồ phân bố vận tốc cũng tương tự như trên nhưngphải đảo lại chiều của các mũi tên.ảnh số 9:Các điều kiện giả định vẫn như ở ảnh trước. ảnh này cũng tương tự như ảnhtrước nhưng xoay đi một góc 900 theo chiều ngược kim đồng hồ. Mọi giả định cũnggiống như ở ảnh trước (góc nâng của anten bằng 0, radar ở cách tâm khu vựcnghiên cứu giả định 60 nm về phía nam). Sơ đồ phân bố vận tốc cho thấy đây làmột vùng gió phân kì với tâm ở giữa khu vực.ảnh số 10:Các điều kiện giả định vẫn như ở ảnh trước. ảnh này cũng tương tự như ảnh số8 nhưng xoay đi một góc 900 theo chiều kim đồng hồ. Sơ đồ phân bố vận tốc cũngtương tự như trên nhưng phải đảo lại chiều của các mũi tên. Ta thấy đây là mộtvùng hội tụ và tốc độ gió tăng dần khi vào gần tâm hội tụ.ảnh số 11:ảnh này tương tự như ảnh số 8 nhưng ở gần tâm không còn thấy rõ đường số 0và có một vùng nhỏ ở đó thể hiện tốc độ ảo (vài pixel màu xanh ứng với tốc độ âmlớn lọt vào giữa vùng màu đỏ ứng với tốc độ dương lớn), chứng tỏ ở đây tốc độ đã

Tài liệu liên quan

• Giáo trình Nghiệp vụ thuế Phần 2 - Nguyễn Thị Liên
  • 20
  • 281
  • 2
• Giáo trình microsoft access 2000 phần 2 nguyễn sơn hải
  • 110
  • 295
  • 0
• Giáo trình toán rời rạc phần 2 TS đỗ văn nhơn (biên soạn)
  • 100
  • 1
  • 2
• Giáo trình nội khoa cơ sở phần 2 nguyễn trọng hiếu (chủ biên)
  • 129
  • 494
  • 0
• Giáo trình khí tượng radar phần 2 nguyễn hướng điền (chủ biên)
  • 92
  • 658
  • 0
• Giáo trình tâm lý học đại cương phần 2 nguyễn quang uẩn (chủ biên)
  • 138
  • 714
  • 2
• EBOOK bài tập hóa học 11 PHẦN 2 NGUYỄN XUÂN TRƯỜNG (CHỦ BIÊN)
  • 137
  • 494
  • 0
• EBOOK bài tập đại số 10 NÂNG CAO PHẦN 2 NGUYỄN HUY ĐOAN (CHỦ BIÊN)
  • 167
  • 538
  • 0
• EBOOK bài tập HÌNH học 10 PHẦN 2 NGUYỄN MỘNG HY (CHỦ BIÊN)
  • 116
  • 494
  • 0
• Bài tập hóa học 11 phần 2 nguyễn xuân trường (chủ biên)
  • 137
  • 359
  • 0

Tài liệu bạn tìm kiếm đã sẵn sàng tải về

(29.1 MB - 92 trang) - Giáo trình khí tượng radar phần 2 nguyễn hướng điền (chủ biên) Tải bản đầy đủ ngay ×