LUẬN VĂN THẠC SĨ KHOA HỌC " NGHIÊN CỨU TÁC ĐỘNG CỦA THAM SỐ HOÁ CÁC QUÁ TRÌNH BỀ MẶT TRONG VIỆC MÔ PHỎNG KHÍ HẬU KHU VỰC BẰNG MÔ HÌNH MM5 "

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN Nh107 Nguyễn Bình Phong

NGHIÊN CỨU TÁC ĐỘNG CỦA THAM SỐ HOÁ

CÁC QUÁ TRÌNH BỀ MẶT TRONG VIỆC MÔ PHỎNG KHÍ HẬU KHU VỰC BẰNG MÔ HÌNH MM5

LUẬN VĂN THẠC SĨ KHOA HỌC Hà Nội – 2009

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN Nghiên cứu phát triển sơ đồ phân tích và ban đầu hóa xoáy thuận nhiệt đới 3 chiều Nguyễn Bình Phong cho mục đích dự báo quĩ đạo bão ở Việt Nam. NGHIÊN CỨU TÁC ĐỘNG CỦA THAM SỐ HOÁ CÁC QUÁ TRÌNH BỀ MẶT TRONG VIỆC MÔ PHỎNG KHÍ HẬU KHU VỰC BẰNG MÔ HÌNH MM5

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. Phan Văn Tân

Hà Nội – 2009

i

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Lời cảm ơn

Trước hết, tôi xin bày tỏ lòng cảm ơn chân thành và sâu sắc nhất đến PGS. TS.

Phan Văn Tân đã tận tình chỉ bảo, định hướng khoa học và tạo mọi điều kiện thuận lợi

nhất cho tôi trong suốt thời gian thực hiện luận văn.

Tôi xin chân thành cảm ơn các thầy cô trong khoa Khí tượng Thủy văn và Hải

dương học đã cung cấp cho tôi những kiến thức chuyên môn quý báu, những lời

khuyên hữu ích và hơn hết là niềm say mê nghiên cứu khoa học.

Tôi cũng xin gửi lời cảm ơn đến Khoa Khí tượng Thủy Văn và Hải dương học,

Phòng Sau Đại học trường Đại học Khoa học tự nhiên vì đã tạo điều kiện giúp đỡ và tổ

chức những hoạt động học tập và nghiên cứu một cách tận tình.

Cuối cùng, luận văn này không thể thực hiện được nếu thiếu nguồn giúp đỡ và

động viên vô cùng to lớn từ gia đình, bạn bè và các bạn đồng nghiệp, tôi xin bày tỏ

lòng biết ơn chân thành vì những góp ý hữu ích trong chuyên môn c ũng như những

chia sẻ trong cuộc sống.

3

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

MôC LôC

Trang 3 5 5

Lêi nãi ®Çu Ch­¬ng 1 TỔNG QUAN

1.1 Tình hình nghiên cứu trong và ngoài nước 1.2 Vai trò của sơ đồ tham số hóa bề mặt đối với mô hình 5 khí hậu

1.3 Lịch sử phát triển các sơ đồ trao đổi đất - thực vật - khí 9 quyển

1.4 Các phương trình cơ bản cho sơ đồ trao đổi đất - thực 11

vật - khí quyển

Ch­¬ng 2 MÔ HÌNH MM5 VÀ SƠ ĐỒ THAM SỐ HÓA BỀ 16 MẶT ĐẤT

2.1 Giới thiệu về mô hình MM5 2.2 Cấu trúc mô hình MM5 2.3 Lịch sử phát triển các sơ đồ bề mặt trong MM5 2.4 Động lực học của mô hình

Ch­¬ng 3 ỨNG DỤNG BATS CHO MM5

3.1 Mô tả sơ đồ BATS 3.2 Áp dụng BATS cho MM5

KẾT QUẢ THỬ NGHIỆM VÀ ĐÁNH GIÁ Ch­¬ng 4

4.1 Cơ sở số liệu 4.2 Phạm vi nghiên cứu 4.3 Kết quả nghiên cứu

4

Kết luận và kiến nghị Phụ lục Tài liệu tham khảo 16 17 20 21 34 34 47 50 50 51 52 65 66 70

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

LỜI NÓI ĐẦU

Trong các mô hình khí hậu, việc đưa vào điều kiện biên dưới trong đó có

tham số hóa các quá trình vật lý bề mặt đóng vai trò rất quan trọng. Sự bến đổi

của mặt đệm gây nên sự biến đổi của Albedo cũng như khả năng hấp thụ và phát

xạ bức xạ mặt trời và bức xạ sóng dài. Mặt đệm cũng ảnh hưởng đến các quá

trình trao đổi năng lượng giữa bề mặt và khí quyển thông qua sự vận chuyển rối,

bốc thoát hơi từ bề mặt, ngưng kết trong khí quyển…Chính vì vậy, trong các mô

hình dự báo khí hậu, vai trò của địa hình và lớp phủ bề mặt có ảnh hưởng lớn đến

quá trình tương tác giữa mặt đệm và khí quyển. Các quá trình này được tham số

hóa và đưa vào mô hình bằng các sơ đồ gọi là sơ đồ đất (LSM: Land Surface

Model). Các quá trình trao đổi giữa bề mặt và khí quyển được quan tâm nghiên

cứu bao gồm: Các dòng trao đổi bức xạ, động lượng, các nguồn năng lượng và

nước trong lớp đất gần bề mặt và các quá trình hình thành, tan tuyết

Các nghiên cứu đã chỉ ra, sơ đồ sinh - khí quyển BATS (Biosphere

Atmosphere Transfer Scheme) có nhiều ưu điểm trong việc tính toán tác động

của các quá trình vật lý bề mặt và đã được nhiều tác giả sử dụng trong các mô

hình khí hậu trong đó có mô hình khí hậu khu vực RegCM (mô hình thuỷ tĩnh).

Một số nhà nghiên cứu khí hậu cũng đã bước đầu sử dụng sơ đồ BATS trong mô

hình MM5 (mô hình phi thủy tĩnh). Để đưa vào được ảnh hưởng của các quá

trình bề mặt qui mô dưới lưới vào mô phỏng khí hậu, chúng tôi thử nghiệm áp

dụng sơ đồ BATS vào mô hình MM5 nhằm phát triển mô hình và mô phỏng ảnh

hưởng của các quá trình vật lý bề mặt đến khí hậu.

Chính vì những nguyên nhân trên chúng tôi lựa chọn đề tài “Nghiên cứu

tác động của tham số hóa các quá trình bề mặt trong việc mô phỏng khí hậu

khu vực bằng mô hình MM5”. Luận văn tập trung vào việc nghiên cứu tác động

5

của bề mặt đất đến hệ thống khí hậu bằng việc áp dụng sơ đồ BATS (Biosphere

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Atmosphere Tranfer Scheme) vào mô hình MM5. Mục tiêu chính của luận văn là

thay thế sơ đồ đất của MM5 (Noahlsm) bởi sơ đồ BATS, việc nghiên cứu tương

tác giữa bề mặt và khí quyển đã được nhiều tác giả nghiên cứu nên sẽ không

6

được trình bày kỹ ở đây.

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

CHƯƠNG 1: TỔNG QUAN

1.1 Tình hình nghiên cứu trong và ngoài nước

Trên thế giới, đã có rất nhiều nghiên cứu về tham số hoá các quá trình bề

mặt trong mô hình khí hậu. Điển hình là Avissar & Pielke và Koster & Suarez đã

đưa ra phương pháp khảm để biểu diễn ảnh hưởng của sự bất đồng nhất bề mặt,

Trung tâm nghiên cứu khí quyển của Colorado đã nghiên cứu về sự trao đổi bức

xạ và lớp biên trong phát triển RegCM2, Dyi-Huey Chang, Le Jiang và Shafiqul

Islam đã nghiên cứu lồng độ ẩm đất vào mô hình MM5. Robert E.Dickinson và

Muhammad Shaikh trong nghiên cứu của mình đã chỉ ra sự bốc thoát hơi nước từ

lá của thực vật có tác động lớn đến mô hình khí hậu và đã đưa ra sơ đồ trao đổi

sinh quyển - khí quyển để mô phỏng khí hậu…

Ở Việt Nam, việc nghiên cứu tác động của lớp biên phía dưới đối với khí

hậu đang được quan tâm. Phan Văn Tân và các cộng sự đã nghiên cứu ảnh hưởng

của tính bất đồng nhất mặt đệm đến các trường nhiệt độ và lượng mưa mô phỏng

bằng mô hình RegCM trên khu vực Đông Dương và Việt Nam đã chỉ ra vai trò

của các quá trình vật lý bề mặt và những vấn đề cần được triển khai nghiên cứu

tiếp trong các mô hình khí hậu.

1.2 Vai trò của sơ đồ tham số hóa bề mặt đối với mô hình khí hậu

Khí hậu chịu tác động bởi bề mặt đất ở mọi qui mô thời gian và không

gian. Trước tiên, khí quyển chịu tác động trực tiếp bởi mặt đệm, bề mặt là nguồn

tích trữ nhiệt và ẩm cho khí quyển thông qua dòng hiển nhiệt và bốc hơi. Thứ

hai, các điều kiện bề mặt đóng vai trò điều chỉnh chu trình tác động hồi tiếp trong

hệ thống khí hậu. Thứ ba, các thành phần bức xạ mặt trời tại bề mặt (thông lượng

7

ẩn nhiệt và hiển nhiệt) là nhân tố chính quyết định lượng nước và nhiệt trong đất.

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Cuối cùng, các dòng năng lượng bề mặt tác động mạnh đến trị số các yếu tố như

độ ẩm, tốc độ gió, nhiệt độ mực 2 mét, lớp mây thấp và giảng thuỷ. Hoạt động

của con người phần lớn diễn ra ở lớp khí quyển này và chịu ảnh hưởng trực tiếp

bởi các điều kiện khí quyển tại gần bề mặt.

Việc tham số hoá các quá trình tại bề mặt đất trong mô hình dự báo thời

tiết cũng như các mô hình khí hậu có một vai trò rất quan trọng do những nguyên

nhân sau:

- Các dòng thông lượng ẩn nhiệt và hiển nhiệt tại bề mặt là điều kiện biên

dưới cho các phương trình năng lượng và ẩm trong khí quyển.

- Các sơ đồ bề mặt có tác động rất lớn đến các tham số bề mặt như nhiệt

độ, điểm sương và lớp mây thấp.

- Các điều kiện bề mặt qui định cơ chế tác động hồi tiếp (feedback

mechanims) đối với các quá trình vật lý trong khí quyển: mây mực thấp ảnh

hưởng đến cân bằng bức xạ tại bề mặt, các dòng thông lượng ẩn nhiệt và hiển

8

nhiệt tác động đến sự trao đổi lớp biên và các quá trình đối lưu ẩm.

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Hình 1.1 Tương tác giữa các quá trình trong khí quyển và bề mặt

Ngoài ra, do lượng nước có thể được giữ lại trong lớp đất bề mặt nên độ

ẩm đất còn được xem là một trong những nhân tố có tính ỳ giống như loại bề mặt

nước, bề mặt tuyết hoặc băng, có quy mô tương tác với khí quyển từ vài ngày

đến mùa. Ví dụ như bề mặt nước tích trữ nhiệt vào mùa hè vào giải phóng nhiệt

vào mùa đông. Để rõ hơn, ta xét một thời kỳ có hai giai đoạn khô và ướt. Giai

đoạn khô xảy ra sau thời kỳ có mưa và giai đoạn ướt xảy ra lúc bắt đầu thời kỳ

mưa. Sau thời kỳ mưa, với chế độ ẩm dư thừa trong đất, khả năng bốc hơi từ bề

mặt quy định bởi chế độ khí tượng lớp sát bề mặt - giai đoạn khí quyển thống trị

trong sự trao đổi giữa khí quyển và bề mặt (cung AB và CD). Trong thời kỳ này

bốc hơi từ bề mặt đạt giá trị cực đại và còn gọi là bốc hơi khả năng. Sau khi bốc

hơi diễn ra nhiều, độ ẩm đất giảm và khả năng cung cấp ẩm do bốc hơi từ bề mặt

đất không còn rõ. Bốc hơi bề mặt lúc này phụ thuộc vào lượng thoát hơi do thực

vật gây ra. Khả năng hút nước của thực vật chịu sự chi phối bởi độ ẩm thích hợp

9

trong đất và lúc này khả năng cung cấp ẩm cho khí quyển từ bề mặt phụ thuộc

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

vào khả năng giữ ẩm trong lớp đất bề mặt (không bị ngấm xuống sâu) và độ ẩm

thích hợp trong lớp đất rễ cho sự hút nước của rễ cây, giai đoạn này được gọi là

giai đoạn độ ẩm đất thống trị trong sự trao đổi giữa khí quyển và bề mặt (cung

BC và AD). Khi thời kỳ ướt bắt đầu, bề mặt xảy ra quá trình thấm nước xuống

sâu và độ ẩm đất lại chịu ảnh hưởng của những điều kiện khí quyển bên trên nó

(nhiệt, giáng thuỷ). Các quá trình tiếp diễn tạo nên vòng tuần hoàn thay phiên

thống trị giữa độ ẩm đất và khí quyển trong việc luân chuyển vật chất (nhiệt, ẩm)

của hệ thống khí hậu.

B Đất thống trị Khí quyển thống trị

E

I=P I

Hình 1.2 Sơ đồ biểu diễn sự tương tác giữa nước trong đất và khí quyển,

trong đó E, Ep, I và P lần lượt là bốc hơi, bốc hơi khả năng, lượng thẩm thấu và mưa

D Khí quyển thống trị Đất thống trị

Những nhân tố quan trọng khác góp phần ảnh hưởng của bề mặt tới khí

quyển là con người và thế giới sinh vật trên bề mặt Trái đất. Sự phát thải các chất

khí độc hại do hoạt động sản xuất của con người sẽ ảnh hưởng trực tiếp đến

10

thành phần của khí quyển (các chất xol khí) và hệ quả là các quá trình truyền và

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

hấp thụ bức xạ bị thay đổi, các quá trình hình thành và tạo mưa thay đổi. Tuy

rằng năng lượng giành cho các phản ứng sinh hoá trong lớp sát bề mặt là rất nhỏ

nhưng về lâu dài hay trong việc mô phỏng khí hậu hoặc mô phỏng khí quyển với

quy mô không gian lớn (toàn cầu) thì không thể không xét tới các quá trình này.

Sự trao đổi năng lượng của lớp sinh vật sát bề mặt được coi là đóng vai trò quan

trọng trong các chu kỳ tuần hoàn hoá-địa-sinh trên trái đất [1]. Ví dụ, lượng

carbon mà toàn bộ thực vật trên Trái đất trao đổi với khí quyển trong một ngày

gấp khoảng 6 lần tổng lượng carbon sinh ra do khí thải công nghiệp của con

người [5]. Nhấn mạnh thêm rằng quá trình trao đổi giữa thế giới sinh vật với môi

trường là liên tục, trong khi sự phát thải của con người gần như là một chiều. Hệ

quả của chúng vẫn liên quan tới sự thay đổi thành phần của khí quyển và tất

nhiên sẽ ảnh hưởng đến sự thay đổi trong hệ thống khí hậu.

Tóm lại ta thấy rằng để tính toán được chính xác các thông lượng trao đổi

giữa bề mặt và khí quyển phải miêu tả được các quá trình trao đổi năng lượng

xảy ra tại bề mặt Trái đất và biến trình của độ ẩm đất theo thời gian.

1.3 Lịch sử phát triển các sơ đồ trao đổi đất - thực vật - khí quyển

Trong một mô hình khí hậu bao gồm mô hình khí quyển, mô hình đại

dương, mô hình thuỷ văn, mô hình bề mặt [2], bộ phận bề mặt sẽ đóng vai trò

cung cấp (trả lại) cho mô hình khí quyển các dòng năng lượng phi bức xạ. Các

dòng năng lượng phi bức xạ bao gồm dòng ẩn nhiệt (bốc thoát hơi) và dòng hiển

nhiệt (dòng nhiệt rối). Nói cách khác, bề mặt cung cấp điều kiện biên dưới cho

mô hình khí quyển. Để miêu tả chính xác được các dòng năng lượng này, ta phải

xem xét đến tất cả các quá trình trao đổi nhiệt, ẩm và động lượng giữa đất, thực

vật và khí quyển xảy ra tại bề mặt Trái đất. Sơ đồ miêu tả quá trình tương tác

11

giữa bề mặt và khí quyển (hình 1.3) được gọi là sơ đồ trao đổi năng lượng giữa

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

đất - thực vật và khí quyển, viết tắt là SVAT (Soil-Vegetation-Atmosphere

Transfers). Trong một sơ đồ SVAT phải tính được đến ba quá trình cơ bản sau:

1. Cân bằng năng lượng bức xạ tại bề mặt

2. Trao đổi nhiệt, động lượng và ẩm giữa bề mặt và khí quyển

3. Sự tích trữ năng lượng tại bề mặt

Sơ đồ SVAT nhận đầu vào từ mô hình khí quyển (tại mực thấp nhất) bao

gồm bức xạ sóng ngắn từ mặt trời; sóng dài từ khí quyển và mây; giáng thuỷ

dạng rắn hoặc dạng lỏng; chế độ gió, nhiệt và ẩm sát bề mặt. Các sơ đồ SVAT sẽ

tính toán cân bằng nhiệt, ẩm cho lớp bề mặt hoặt động. Bề dày của lớp này được

lựa chọn tuỳ thuộc vào điều kiện địa phương và quy mô thời gian cần tính toán

(thời tiết, khí hậu). Hình 1.3 miêu tả quan hệ qua lại giữa sơ đồ SVAT và mô

Hình 1.3 Quan hệ gắn kết giữa bề mặt và khí quyển trong mô hình hệ thống khí hậu. P là giáng thuỷ, R là bức xạ, T, q, u là nhiệt độ, độ ẩm không khí và vận tốc gió; SH, LE,  là dòng hiển nhiệt, ẩn nhiệt và ứng suất bề mặt

hình khí quyển trong một mô hình khí hậu.

Để tính toán sự trao đổi năng lượng, động lượng và khối lượng giữa bề mặt

và khí quyển, các sơ đồ SVAT đã được phát triển rất sớm, từ các sơ đồ đất-thuỷ

văn đơn giản ban đầu của Budyko (1963), Manabe (1969) [6] cho đến các sơ đồ

12

tán lá lớn (big leaf) phức tạp hơn của Deardroff (1978) [6], bao gồm việc tính

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

toán các phương trình trao đổi nhiệt, ẩm cho một vài tầng đất sâu và một vài tầng

thực vật (loại thực vật cao và thấp).

Trong sơ đồ đất-thuỷ văn, lớp đất bề mặt được xem xét như một "chiếc

thùng" có thể được lấp đầy bởi giáng thuỷ nếu có và sẽ bị khô đi do bốc hơi và

dòng chảy mặt. Dòng chảy mặt xảy ra khi chiếc thùng hết khả năng chứa nước,

còn tốc độ bốc hơi được xem như là hàm tuyến tính của lượng nước trong thùng (độ ẩm đất).

Trong các sơ đồ SVAT gần đây về cơ bản gồm ba bộ phận chính là bộ

phận đất, bộ phận tuyết và bộ phận thực vật. Bộ phận đất có vai trò cung cấp các

profin nhiệt và ẩm của cột đất tính từ bề mặt trở xuống (bộ phận đất là sơ đồ tối

thiểu nhất cho một sơ đồ SVAT), bộ phận thực vật cung cấp tốc độ bốc thoát hơi

của lá cây và bộ phận tuyết miêu tả quá trình thành tạo và tan đi của tuyết trên bề

mặt. Một số sơ đồ SVAT đã đưa vào quá trình cân bằng carbon trong lớp thực

2CO của thực vật với mục đích nghiên cứu hệ sinh

vật với các quá trình trao đổi

thái. Đã có rất nhiều các mô hình dạng SVAT được phát triển trong những năm

vừa qua nhưng đa số chúng dựa trên hai mô hình là BATS của Dickinson (1984)

và SiB của Sellers (1986) [6]. Hai mô hình này được coi như là mở đầu trong

việc đưa vào hầu hết các quá trình xảy ra tại bề mặt vào trong các sơ đồ SVAT áp

dụng cho các mô hình khí tượng và khí hậu.

1.4 Các phương trình cơ bản cho sơ đồ trao đổi đất - thực vật - khí

quyển

nR hấp thụ tại bề mặt tính bởi:

Năng lượng bức xạ thuần



S

(1



 )





(cid:0)

R n

L w

4  T g

13

(1.1)

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

(cid:0)S là độ chiếu nắng hay năng lượng bức xạ mặt trời tới bề mặt,

 là albedo bề mặt, wL là thông lượng sóng dài tới bề mặt (của khí quyển, mây),

 là hằng số Stefan-Boltzmann và

gT là nhiệt độ bề mặt.

trong đó

Phương trình cân bằng nhiệt tại bề mặt:







nR G SH LE

(1.2)

trong đó G là thông lượng nhiệt truyền xuống lớp đất dưới bề mặt, SH là

thông lượng hiển nhiệt, E là tốc độ bốc thoát hơi nước và L là ẩn nhiệt hoá hơi.

Trong phương trình (1.2) ta đã bỏ qua năng lượng dành cho các phản ứng sinh

hoá.

H×nh 1.4: Sù ph©n bè l¹i n¨ng l­îng mÆt trêi t¹i bÒ mÆt (tr¸i) vµ c¸c dßng Èn nhiÖt vµ hiÓn nhiÖt truyÒn vµo trong líp biªn khÝ quyÓn (ph¶i)

)SH , bốc thoát hơi (

)E và truyền động

Coi các quá trình truyền nhiệt rối (

lượng (ứng suất bề mặt ) là tựa khuếch tán. Theo lý thuyết tương tự của Monin-

Obukhov, thông lượng khuếch tán F của một lượng  từ bề mặt vào khí quyển

có thể tính theo công thức xấp xỉ:





    F ) (

C u D

a

s

14

(1.3)

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

s và

a tương

trong đó  là mật độ không khí, u là độ lớn của vận tốc gió,

DC là hệ số trao đổi không thứ

ứng là  tại bề mặt và trong không khí, và

nguyên. Nếu ta ký hiệu kháng trở khí động học (độ chống chịu) bề mặt:

r a

1 C u D

(1.4)

)

s

thì thông lượng F được viết lại dưới dạng:



F 

  (  a  r a

(1.5)

Theo công thức (1.5) ta thấy thông lượng  truyền từ bề mặt vào trong khí

quyển do sự chênh lệch lượng  giữa bề mặt và khí quyển, và quá trình truyền

này chịu một độ cản ra.

Áp dụng cách tính các thông lượng như trên, xét sự chênh lêch giữa nhiệt

cT và nhiệt độ không khí của khí quyển

aT ,

độ không khí tại bề mặt đang xét

q q , vận tốc c

a

ru tại độ cao r ta có thể viết lại công

chênh lệch giữa độ ẩm riêng

T a

T c

q c

r

thức cho thông lượng hiển nhiệt (SH), tốc độ bốc hơi (E) và ứng suất bề mặt ():

SH



 c

q a 

E





p

 r a

 r a

u   r a m

(1.6)

mar là kháng trở khí động học đối với trao đổi mômen động lượng, vận tốc

ở đây

0z (hệ số gồ ghề) là bằng không và xem hai quá trình truyền nhiệt và

tại độ cao

khuếch tán ẩm có sự tương tự hoàn toàn.

Phương trình truyền nhiệt xuống các lớp đất sâu:

)



[

k

]



S

 ( s

c T s s

s

s

 t 

 z 

T  s z 

15

(1.7)

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

sT là nhiệt độ của lớp đất,

sk là hệ số khuếch tán nhiệt của đất,

sc s

trong đó

sS là nguồn nhiệt phát sinh hoặc

tương ứng là mật độ, nhiệt dung riêng của đất,

tiêu hao do chuyển pha của nước hoặc do trao đổi rối.

Phương trình nhập lượng nước (budget) tại bề mặt:







Gi¸ng thuû-Bèc tho¸t h¬i Dßng ch¶y bÒ mÆt

S i w ,

w  t 

(1.8)

trong đó w là lượng nước tại bề mặt, tính bằng m hoặc kg tuỳ thuộc theo đổi

,i wS là lượng nước sinh ra hoặc mất đi do tan hoặc đóng

thứ nguyên bên vế phải.

băng.

Phương trình truyền nước xuống sâu do lắng đọng trọng lực:

 



S

r

  t 

q  z 

3

3

(

(1.9)

)m m , q là thông lượng nước truyền

trong đó  là lượng nước trong đất

rS là nguồn sinh hoặc tiêu hao nước dưới đất do rễ thực vật. Thông

xuống và

)

lượng nước có thể tính theo công thức của Darcy:

q

 

K h ( )

  h z ( z 

(1.10)

( )K h h tương ứng là hệ số dẫn thuỷ lực và độ cao cột nước trong đất.

trong đó

Đối với các vùng đất trống, các kháng trở hay nghịch đảo của hệ số trao

đổi rối có thể được tính theo lý thuyết rối tại lớp biên hành tinh khí quyển [5].

Khi bề mặt là thực vật, do lá cây thoát hơi nước thông qua các lỗ khí khổng nên

vấn đề quan trọng cho việc tham số hoá quá trình bốc thoát hơi chính là tham số

sr của lá cây. Kháng trở khí khổng đặc trưng cho khả

hoá kháng trở khí khổng

16

năng thích hợp trao đổi giữa thực vật và môi trường bên ngoài, khi sr đạt giá trị

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

sr hay

nhỏ nhất nghĩa là khả năng bốc thoát hơi là tốt nhất. Một công thức tính

sr có thể được phân tách thành

được sử dụng là của Jarvis (1976) [6], trong đó

tích các hàm phụ thuộc từng yếu tố nhiệt độ T không khí tại bề mặt, chênh lệch

giữa sức trương hơi nước của không khí trong vòm phủ thực vật và sức trương

2CO

hơi nước trong các tế bào của lá cây e , bức xạ quang hợp PAR , nồng độ

2COC , chênh lệch thế năng nước trong đất và rễ cây cùng một số

trong không khí

 

(



  )



 )

yếu tố khác (thuộc về thực vật học).

r T e PAR C  s

r T r ( ) ( s s

e r PAR r C ) ( s

) ( s

CO 2

CO 2

(1.11)

Độ chống chịu của tán lá lớn cr được tính bởi:



r c

r s LAI

(1.12)

trong đó LAI là chỉ số diện tích lá cây tương đối so với diện tích bề mặt. Khi đó

lượng bốc hơi sẽ tính theo công thức:

E





 

q a r a

q c r c

(1.13)

Trong các sơ đồ SVAT phức tạp hơn sẽ thêm hai phương trình nhập lượng

nước và nhiệt trong vòm phủ thực vật với giả thiết rằng không khí trong tán lá

thực vật không có khả năng tích trữ nhiệt và ẩm. Ngoài ra phải tính đến sự ngăn

chặn giáng thủy, sự suy yếu bức xạ và suy yếu động lượng (gió) do tán lá của

thực vật mà sẽ liên hệ trực tiếp tới các tham số albedo và độ gồ ghề của bề mặt và

quá trình bốc thoát hơi của thực vật.

Hiện nay, với những hiểu biết về các cơ chế sinh lý của thực vật và đặc

tính vật lý của đất cho phép chúng ta nghiên cứu và mô phỏng các quá trình trao

đổi nhiệt, ẩm tại bề mặt một cách khá chính xác và đã được kiểm chứng bởi một

17

số quan trắc riêng biệt [10].

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

CHƯƠNG 2: MÔ HÌNH MM5

VÀ SƠ ĐỒ THAM SỐ HÓA BỀ MẶT ĐẤT

2.1 Giới thiệu về mô hình MM5

Mô hình khí tượng động lực quy mô vừa thế hệ thứ 5 (MM5) của Trung

tâm Quốc gia Nghiên cứu Khí quyển Hoa Kỳ (NCAR) và Trường Đại học Tổng

hợp Pennsylvania Hoa Kỳ (PSU), là thế hệ mới nhất trong một loạt các mô hình

dự báo được Anthes phát triển từ những năm 1970. Qua quá trình thử nghiệm,

mô hình đã được điều chỉnh và cải tiến nhiều lần nhằm mô phỏng tốt hơn các quá

trình vật lý quy mô vừa và có thể áp dụng đối với nhiều đối tượng sử dụng khác

nhau.

Phiên bản 3.5 (MM5V3.5) của mô hình ra đời năm 2001 đã được điều

chỉnh, cải tiến thêm so với các phiên bản trước trong các mảng:

+ Kỹ thuật lồng ghép nhiều mực

+ Động lực học bất thuỷ tĩnh

+ Đồng hoá số liệu 4 chiều

+ Bổ xung lựa chọn các sơ đồ tham hoá vật lý

+ Kỹ thuật tính toán

Mô hình MM5 sử dụng hệ thống lưới lồng (nesting grid) nhằm mô phỏng

tốt hơn các quá trình vật lý có quy mô nhỏ hơn bước lưới của miền tính ban đầu.

Về lý thuyết, MM5 cho phép lồng tối đa 9 khu vực. Tỷ lệ của độ phân giải theo

phương ngang của miền tính trong với miền tính ngoài luôn là 3:1

MM5 là mô hình số trị tương đối phức tạp và đòi hỏi khối lượng tính toán

lớn nên hiện nay chương trình nguồn chỉ chạy trên hệ các máy tính mạnh như:

18

SUN, IBM, CRAY, DEC (Alpha), hay PC-cluster với hệ điều hành Linux. Kèm

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

theo phần mềm mô hình còn có các phần mềm hỗ trợ khác như phần mềm biên

dịch Porland Group Fortran (PGI) hay phần mềm đồ hoạ của NCAR (NCAR

Graphics).

2.2 Cấu trúc mô hình MM5

Sơ đồ trong hình 2.1 biểu diễn hệ thống các modul chính của mô hình

MM5. Có thể chia mô hình thành hai bộ phận chính:

+ Bộ phận xử lý và bộ phận mô phỏng

Đầu tiên, số liệu địa hình, các thông số của miền tính và số liệu khí tượng

được nội suy theo phương ngang, phương thẳng đứng thông qua các modul thuộc

bộ phận xử lý TERRAIN, REGRID và INTERPF. Bộ phận mô phỏng MM5 nhập

dữ liệu đã được xử lý từ các modul trên, mô phỏng các quá trình vật lý và đưa ra

dự báo số của mô hình. Sản phẩm dự báo của MM5 được chuyển đến bộ phận

xử lý cuối cùng là modul đồ hoạ (GRAPH/RIP, GRADS) và phân tích dữ liệu

(Output Analyis).

TERAIN

Bộ phận tiền xử lý

REGRID

INTERPF

Bộ phận mô phỏng

MM5

GRAPH/RIP

Bộ phận hậu xử lý

Output Analysis

19

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Hình 2.1 Sơ đồ cấu trúc các modul chính của mô hình MM5.

Do phép nội suy theo sơ đồ hình 2.1 không thể mô tả chi tiết về địa hình

khu vực và các trường khí tượng khu vực cần dự báo cho nên quá trình nội suy

có thể được tăng cường trong modul RAWINS/Litter_r, đây là modul xử lý các

nguồn số liệu quan trọng được cung cấp từ mạng lưới trạm quan trắc bề mặt tiêu

chuẩn và các trạm thám không địa phương. Trong trường hợp lồng ghép nhiều

mực đối với các khu vực khác nhau, mô hình bổ xung modul NESTDOWN với

mục đích làm trơn hơn lưới thô ở miền ngoài. Modul INTERPB có chức năng

chuyển các trường khí tượng từ mực sigma của mô hình về mực khí áp (hình 2.2)

TERAIN

REGRID

RAWINS/Little_R

INTERPF

NESTDOWN

INTERPB

MM5

GRAPH/RIP

Output Analysis

Hình 2.2: Sơ đố cấu trúc đầy đủ các modul của mô hình MM5.

Sau đây, chúng tôi trình bày một cách sơ lược một số vấn đề liên quan đến

các modul chính của mô hình MM5

20

2.2.1 Modul TERRAIN

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Là modul đầu tiên của hệ thống mô hình dự báo MM5, dùng để nội suy

theo phương ngang các dữ liệu về độ cao địa hình và thảm thực vật, loại hình bề

mặt, ranh giới đất-nước,…cho các miền tính. Trường số liệu đưa vào ở đây bao

gồm:

+ Độ cao địa hình

+ Thảm thực vật hay loại hình sử dụng

+ Nhiệt độ các lớp sát mặt

+ Độ nhám bề mặt đất

Tất cả các số liệu ở đây được chia thành 6 bộ với các bậc và độ phân giải

tương ứng là: 1º, 30’, 10’, 5’, 2’ và 30”.

Quá trình tính toán trong chương trình của modul TERRAIN được thực

hiện theo hai bước sau:

+ Thiết lập trường địa hình khu vực cho miền dự báo ở dạng lưới thô và

lưới dự báo.

+ Truy xuất sản phẩm là file số liệu địa hình cho khu vực lựa chọn

2.2.2 Modul REGRID

Modul REGRID dùng để đọc và phân tích số liệu khí tượng ở các mực khí

áp theo phương ngang đồng thời nội suy các giá trị phân tích được từ lưới thô

ban đầu vào lưới tính của mô hình dựa vào các phép chiếu bản đồ đã được định

nghĩa trong khi thực hiện tính toán ở modul TERRAIN.

REGRID không phải là chương trình đơn lẻ mà là những chương trình xử

lý nhiều quá trình bao gồm hai thành phần chính:

+ Đọc và định dạng lại trường khí tượng ban đầu (thực hiện bởi modul con

21

pregrid)

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

+ Nội suy các trường khí tượng vào lưới tính của MM5 (thực hiện bởi

modul con regridder)

2.2.3 Modul INTERPF

Modul INTERPF có chức năng chính là:

+ Nội suy số liệu khí tượng theo chiều thẳng đứng vào lưới mô hình.

+ Bổ xung các trường bề mặt như khí áp, nhiệt độ không khí.

+ Xử lý mô hình bất thuỷ tĩnh nguyên thuỷ.

2.2.4 Modul MM5

Modul MM5 là modul đưa ra kết quả dự báo số của mô hình, tất cả các lựa

chọn của mô hình được MM5 mô phỏng và dự báo

Phổ ứng dụng của MM5 bao gồm nghiên cứu lý thuyết và ứng dụng. MM5

cho phép mô phỏng và dự báo thới tiết nói chung, các quá trình quy mô từ lớn

đến vừa như gió mùa, bão, áp thấp,…Ngoài ra, MM5 cũng cho phép mô phỏng

và dự báo các quá trình quy mô nhỏ hơn (từ 2km đến 200km).

2.3 Lịch sử phát triển các sơ đồ bề mặt trong MM5

Từ những năm 1990 đến 1993, theo các chương trình của

GEWEX/GCIP/GAPP, GEWEX/GAPP, NOAA/OGP, Trung tâm môi trường

EMC của Trung tâm dự báo Môi trường quốc tế hợp tác với Phòng thuỷ văn

NWS và Trung tâm nghiên cứu ứng dụng NESDIS đã nghiên cứu và cải tiến mô

hình đất mới để sử dụng trong các mô hình dự báo thời tiết và khí hậu của NCEP.

Trong thời gian đầu, NCEP xây dựng bốn mô hình đất bao gồm:

1) Mô hình thùng chứa (bucket) đơn giản

2) OSU LSM: Có sự lồng ghép giữa lớp biên khí quyển, thực vật và đất

gọi tắt là CAPS (Coupled Atmospheric boundary layer - Plant – Soil)

22

3) Mô hình SSiB

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

4) Mô hình cân bằng nước đơn giản gọi tắt là SWB (the Simple Water

Balance model)

Kết quả so sánh của bốn mô hình trên đã được Chen đưa ra năm 1996 và

chỉ ra mô hình đất của trường Đại học bang Oregon (OSU LSM) cho kết quả tốt

nhất trong bốn mô hình trên. OSU LSM đã được NCEP sử dụng trong các mô

hình dự báo thời tiết, khí hậu khu vực và toàn cầu.

OSU LSM đã được sử dụng trong thời gian khoảng 10 năm. Sau đó OSU

LSM được phát triển thêm bởi EMC, GCIP/GAPP. Tại NCEP, mô hình đất lần

đầu tiên được lồng vào mô hình qui mô vừa ETA vào tháng 1 năm 1996. Năm

1999 với việc đưa thêm vào cơ chế vật lí của sự hình thành và tan băng, tuyết phủ

và với một số lượng lớn người sử dụng, NCEP LSM đã đạt được một bước tiến

lớn

Năm 2000, với sự phát triển của khoa học công nghệ, theo đề nghị của

EMC (Environmental Modeling Center) về hợp tác xây dựng LSM với NCEP và

mô hình đất được đặt tên mới là NOAH LSM

N: National Centers for Environmental Prediction (NCEP)

O: Oregon State University

A: Air Force

H: Hydrologic Research Lab - NWS

2.4 Động lực học của mô hình

2.4.1 Hệ toạ độ

Theo phương thẳng đứng, mô hình MM5 sử dụng hệ toạ độ sigma ():

 

p

 

s

23

(2.1) p p t p t

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Hình 2.4 Hệ toạ độ của mô hình MM5

Trong đó, p là khí áp, ps là khí áp mặt đất và pt là khí áp tại đỉnh khí quyển.

Các mực theo phương đứng trong hệ toạ độ  có đặc điểm uốn sát địa hình

ở lớp dưới và gần sát với các mực khí áp ở lớp trên. Theo hệ toạ độ này ta thấy 

biến đổi từ 1 (mặt đất) tới 0 (đỉnh khí quyển) và các mực khí quyển được xác

định bởi tập giá trị  trong khoảng [0,1]. Các biến  ,  được xác định trên các

mực nguyên (K=1, 2,...), các biến còn lại được xác định trên các mực phân

(K=11/2, 21/2,...). Ưu điểm của hệ toạ độ  là theo đó ta tính được ảnh hưởng của

địa hình đến các quá trình nhiệt động lực học xảy ra trong khí quyển.

Mô hình MM5 sử dụng lưới tọa độ so le Arakawa B theo phương ngang có

dạng như trên hình 2.4a. Tại các điểm gạch chéo mô hình thực hiện việc tích

phân cho các biến vô hướng như áp suất, độ ẩm riêng, nhiệt độ,… Tại các điểm

có ký hiệu dấu chấm, mô hình thực hiện việc tích phân cho các thành phần gió

ngang.

24

2.4.2 Hệ các phương trình cơ bản

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

/

/

 

*

*

 

2 m

p uu m p vu m   





mp







(2.2)

p v D f u

p u  * t 

* y 

p u  *  

p  * x 

* x 

    

    x  

  

  

v

/

/

 

2

*

*

fu

 

m







mp





p



 Các phương trình chuyển động ngang:

D v

p  *  t

p uv m  *  x

p vv m  *  y

 p v *  

p  *  y

  

  

    

     y 

(2.3)

 



trong đó, u và v - các thành phần vận tốc theo hướng đông và bắc;  - độ

  t 

cao địa thế vị; m - nhân tố bản đồ; ;  - mật độ không khí; f - tham số

Coriolis; Du và Dv - biểu diễn hiệu ứng khuếch tán ngang và đứng; p*=ps - pt.

*

*

/

/

 

2

*

*

 

m

p T m p vT m   





p



p



(2.4)

D T

 p T *  t

u  x

 y

 p T *  

 c

 Q c

p

p

  

  

 Phương trình nhiệt động lực học:

trong đó, cp = cpd(1+0.8qv) là nhiệt dung của khí ẩm với áp suất cố định,

cpd là nhiệt dung của khí khô với áp suất cố định, qv là tỷ số xáo trộn hơi nước, Q



là năng lượng đoạn nhiệt, DT biểu diễn hiệu ứng khuếch tán ngang và đứng,

dp dt

*

   *





p

(2.5)

dp dt

được tính bằng:

*

*







v

(2.6)

p   t

p   t

p  *  x

p  *  y

 m u  

  

với:

*

2

 

m





(2.7)

 p  t

 p u m / *  x

 p v m / *  y

  p  *  

  

  

 Khí áp bề mặt có thể được tính từ:

25

cùng với sử dụng tích phân theo phương đứng:

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

1

*



/



2

 

m



 d

(2.8)



 p  t

p u m *  x

p v m / *  y

0

  

  

 * p t 

, vận tốc thẳng đứng trong hệ Sau khi xác định xu thế khí áp bề mặt

toạ độ sigma ( ) được tính cho mỗi mực từ tích phân theo phương đứng trong



*



/



/

2

(2.9)

 

 



m



d



'



*

* 

* 

1 p

 p  t

p u m x

p v m y

0

  

  

  

  

phương trình:

 là biến hình thức của tích phân và  ( =0)=0.

trong đó,

 1

 

(2.10)

RT v



ln(

   p p  / ) * t

 q q r c q  1 c

 1  

  

 Phương trình thuỷ tĩnh xác định độ cao địa thế vị từ nhiệt độ ảo Tv:

trong đó, R - hằng số khí khô; Tv=T(1+0.608qv); qc và qr là tỷ số xáo trộn

nước mây hoặc băng và nước mưa hoặc tuyết.

Đối với động lực học bất thuỷ tĩnh, các biến được phân tích thành tổng của

'

,





,

 , tzyxp ,



tzyxp , ,



  zp 0

'

, tzyxT ,

,





,





tzyxT , ,



  zT 0

, tzyx , ,





' 

,

 



  z



tzyx , ,

 0

trạng thái nền và nhiễu động như sau:

trong đó, đặc trưng profile trạng thái nền của nhiệt độ có thể là hàm phân

tích được hiệu chỉnh từ profile nhiệt độ trung bình của tầng đối lưu.

Trong động lực bất thủy tĩnh, hệ tọa độ thẳng đứng được tính theo áp suất

26

của trạng thái nền:

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

t

 

p p

p  0 p s

t

trong đó, ps và pt là khí áp trạng thái nền tại bề mặt và tại đỉnh khí quyển

p

  p *



p

p

'

mô hình. Áp suất tổng cộng tại mỗi nút lưới được tính như sau:

t 

(2.11)

trong đó, p’ là nhiễu động rối; p*(x,y) = ps(x,y) - pt.

Khi đó, hệ phương trình của mô hình MM5 trong hệ toạ độ  chuyển

thành:





p

 p

2









m

uDIV

 up *  

 up *  t

/ muu *  x

/ mvu *  y

  

  

 Các phương trình chuyển động ngang và thẳng đứng:

*





p

f  uDv

*

mp * 

'  p  

 ' p  x

 p

 p *  x

  

  



 p

 p

2









m

vDIV

 vp *  t

 vp *  

/ muv *  x

/ mvv *  y

  

  

(2.12)

*





p

fu 

vD

*

mp * 

 ' p  y

 p

 p *  y

 p '  

  

  

*

*

2 m



DIV









p  *  t 

 mup /  x 

 mvp /  y 

  p  *  

  

  

(2.13)





gp *





 )

 qgp (* c

q r

D 

 0 

1 p *

Tp ' '  v   T 

pT ' 0 Tp 0

  

  

(2.14)

27

 Phương trình xu thế khí áp:

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

p

'

*

*

p

p

p

  '









2

m

p

'

DIV









p *  

p * t 

/' mup x 

/' mvp y 

  

  





2 pm

*

p 









*

*

 mp

 mp

mu / x 

p  * x 

u   

mu / x 

p  * y 

v   

  





p

*

pg  0

g  0

      

(2.15)

*

*





p



p

 



2



m





TDIV



Tp *  t

/ mT u  x

/ mvT  y

Tp *  

  

 Phương trình xu thế nhiệt độ:

'

*



p

*



gp

*





D

p



D

 0

p

'

T

1  c

 Q c

   Dp Dt

  

  

p

p

/

2

DIV

m





(2.16)

* p    

mup  * x 

mvp /  * y 

  

  





u



v





trong đó (2.17)

 0 p

g *

m  p *

 p *  x

m  p *

*  p y 

và (2.18)

2.4.3 Điều kiện biên và điều kiện ban đầu

2.4.3.1 Điều kiện biên xung quanh

Để chạy mô hình dự báo khí hậu khu vực yêu cầu phải có điều kiện biên

xung quanh. Trong MM5, ở bốn biên xung quanh ta phải xác định các trường của

các biến như gió (U, V), nhiệt độ (T), áp suất, độ ẩm và có thể cả các trường vật

lý nhỏ khác (như là mây) nếu cần thiết. Do đó, trước khi mô phỏng, giá trị điều

kiện biên phải được đưa vào để ban đầu hóa cho các trường này.

Các giá trị biên có thể lấy từ phân tích trong tương lai, từ mô phỏng của

lưới thô hơn trước đó (tương tác một chiều) hoặc từ các mô hình dự báo khác

(trong dự báo thời gian thực). Đối với dự báo thời gian thực, giá trị biên tương

ứng phụ thuộc vào mô hình dự báo toàn cầu. Trong trường hợp nghiên cứu các

28

sự kiện trong quá khứ, điều kiện biên có thể lấy từ số liệu phân tích được tăng

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

cường từ các thám sát bề mặt và cao không bằng cách tương tự như là điều kiện

ban đầu. Trong mô hình MM5, việc sử dụng các dự báo của mô hình toàn cầu

làm điều kiện biên cho lưới thô nhất có thể thực hiện theo hai phương pháp:

a) Phương pháp Sponge





 1 

  t 

  t 

  t 

  

    n  

  

   n  

  

   n

MC

LC

Theo phương pháp này thì các giá trị trên biên được tính như sau:

(2.19)

trong đó, n= 1, 2, 3, 4 đối với các điểm có dấu nhân (x) và n =1, 2, 3, 4, 5

đối với các điểm có dấu tròn (  ) (dấu nhân và dấu tròn được quy định ở lưới

ngang của mô hình (hình 2.4),  là ký hiệu các biến cần tính. MC chỉ xu thế tính

toán của mô hình, LC là xu thế quy mô lớn lấy từ mô hình mô phỏng quy mô lớn,

n chỉ số nút lưới tính từ biên ngoài cùng (n=1), hàm trọng lượng thực nghiệm

w(n) ở các điểm nhân tương ứng là 0.0, 0.4, 0.7, và 0.9, các điểm tròn tương ứng

là 0.0, 0.2, 0.55, 0.8 và 0.95. Ở tất cả các nút lưới khác trong miền tính thì

w(n)=1

Phương pháp Sponge hiện nay không được sử dụng cho động lực học bất

thủy tĩnh của MM5

b) Phương pháp Nudging





  



  

  FnF 1

LS

MC

  FnF 2

2

LS

MC

  t 

  

   n

Theo phương pháp này thì các giá trị trên biên được tính như sau:

(2.20)

5

n

nF )(



(

)

Hàm F giảm tuyến tính từ biên xung quanh và có dạng:

 3

nF )(

0

, n=2, 3, 4 (2.21)

29

, n>4

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG



F 1

1  10 t

Trong đó F1 và F2 của phương trình (2.20) được xác định như sau:

2



F 1

 s 50 t 

(2.22)

t : bước thời gian

:s độ phân giải của mô hình

Trong đó:

2.4.3.2 Điều kiện biên trên bức xạ

Thông thường đỉnh của các mô hình thuỷ tĩnh được coi là một vỏ cứng, nơi

có tốc độ thẳng đứng mô hình bằng không. Trong thực tế những biên cứng như

vậy sẽ phản xạ cơ năng và do đó sinh ra nhiễu khí tượng. Trong những mô hình

khí tượng có độ phân giải không gian thô thì những phản xạ biên như vậy có thể

chấp nhận. Trong mô hình thường thừa nhận không có sự trao đổi khối lượng

giữa vũ trụ và khí quyển cũng như không có thông lượng khí quyển xuyên qua

mặt đất. Trong mô hình quy mô vừa MM5, sóng trọng trường nội trở nên quan

trọng hơn. Vì vậy ở đây nếu không có những cơ chế nhân tạo làm tiêu tan năng

lượng của những sóng trọng trường nội này thì chúng sẽ được phản xạ lại trên

đỉnh mô hình và đưa đến phát triển những sóng đứng có kích thước bao trùm cả

khí quyển thẳng đứng. Những sóng như vậy sẽ đưa đến tạo ra trường tốc độ

thẳng đứng không thực. Để khử loại sóng này trong MM5 sử dụng điều kiện biên

trên bức xạ (RUBC), do KLEMP, DURRAN và BOUGEAUL phát triển (1983).

Điều kiện biên trên bức xạ được thiết lập trên những căn cứ lí thuyết sau:

a) Áp dụng vào khí quyển trên thì các quá trình khí quyển có thể mô

30

tả bằng các phương trình tuyến tính hoá,

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

b) Tính ổn định tĩnh và dòng trung bình được coi là hằng số,

c) Hiệu ứng Coriolis được bỏ qua,

d) Áp dụng được gần đúng thuỷ tĩnh. Việc thiết lập RUBC trong các

mô hình phổ là tương đối đơn giản, nhưng phức tạp hơn đối với những mô hình

nút lưới.

2.4.3.3 Tham số hoá vật lý

Các quá trình quy mô dưới lưới như đối lưu, bức xạ, khuyếch tán rối ngang

và thẳng đứng, các quá trình bề mặt đều có vai trò rất quan trọng đối với động

lực học khí quyển. Chính vì vậy chúng cần được tham số hoá trong mô hình dự

báo. Các sơ đồ tham số hoá vật lý trong mô hình MM5 rất phong phú, tạo điều

kiện thuận lợi cho các đối tượng sử dụng khác nhau. Các quá trình vật lý được

tham số hoá trong mô hình bao gồm: đối lưu, vi vật lý mây, bức xạ, lớp biên

hành tinh, các quá trình bề mặt đất.

2.4.3.4 Tham số hoá đối lưu

Quá trình vật lý quan trọng nhất phải được tham số hoá là đối lưu. Quá

trình vận chuyển nhiệt thẳng đứng bằng đối lưu là quá trình chủ yếu để duy trì

tốc độ giảm nhiệt thẳng đứng trong tầng đối lưu thám sát và phân bố ẩm. Để mô

phỏng được hiệu ứng này phải thông qua điều chỉnh đối lưu (convective

adjustment). Có nghĩa là độ ẩm tương đối và tốc độ giảm nhiệt độ trong từng cột

lưới sẽ được xem xét ở cuối mỗi bước thời gian.

Có nhiều phương pháp khác nhau đã được sử dụng để liên kết mây với các

trường giải được của độ ẩm, nhiệt độ và gió. Tuy nhiên, chưa có được một

phương pháp nào là hoàn thiện nhất, mỗi sơ đồ đưa ra đều có những ưu nhược

điểm riêng. Hiện nay có rất nhiều sơ đồ tham số hoá đối lưu như sơ đồ của Betts

31

và Miller, 1986, 1993; Kuo, 1965, 1974; Arakawa và Shubert,1 974; Grell, 1993;

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Frank và Cohen, 1987;...(Emanuel, K.A and D.J. Raymond, 1993). Trong một

mô hình khu vực nói chung, vấn đề tham số hoá đối lưu cumulus trong chu kỳ

nước có tầm quan trọng đặc biệt, bởi lẽ cả những mô hình khu vực có độ phân

giải cao hiện nay vẫn chưa thể mô phỏng được những ổ đối lưu riêng biệt và các

quá trình vận chuyển nhiệt ẩm. Mô hình MM5 có các lựa chọn sơ đồ tham số hoá

khác nhau: Anthes-Kuo, Grell, Arakawa-Schubert, Fritsch-Chappell, Kain-

Fritsch, Betts-Miller, Kain-Fritsch 2, Shallow Cumulus.

2.4.3.5 Tham số hoá vi vật lý mây

- Sơ đồ Kessler (1969): là một sơ đồ mây ấm đơn giản (warm cloud), và

32

nó bao gồm hơi nước, nước mây và mưa.

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

- Sơ đồ Lin: trong sơ đồ này, có sáu dạng băng tồn tại trong mây bao gồm:

hơi nước, nước mây, mưa và băng mây, tuyết và graupel. Đây là một sơ đồ vi vật

lí tương đối tinh và nó có thể thích hợp hơn cho việc sử dụng trong các đề tài

nghiên cứu.

- Sơ đồ băng đơn giản - NCEP: sơ đồ này có tính đến ảnh hưởng của việc

đóng băng. Có ba dạng nước (hydrometeos) được tính đến trong sơ đồ gồm: hơi

nước, nước mây, băng và mưa tuyết. Băng trong mây và nước mây được tính

theo cùng một dạng và chúng được phân biệt qua nhiệt độ, mây dạng băng chỉ có

thể tồn tại khi mà nhiệt độ nhỏ hơn hay bằng nhiệt độ đóng băng, nếu không như

vậy thì chỉ có tồn tại nước mây. Các điều kiện trên cũng giống đối với mưa và

tuyết

- Sơ đồ pha xáo trộn - NCEP: Sơ đồ này cũng tương tự như sơ đồ băng

đơn giản trên. Tuy nhiên, mưa và tuyết được xem là hai dạng khác nhau. Sơ đồ

này cho phép nước chậm đông (supercooled water) tồn tại và tuyết sẽ tan dần dần

Hình 2.5 Các sơ đồ minh họa quá trính vi vật lý mây. (a) sơ đồ Kessler; (b) sơ đồ Lin;

(c) sơ đồ NCEP băng đơn giản; (d) sơ đồ NCEP pha xáo trộn.

33

khi nó rơi. Trong sơ đồ có tính đến cả sự đóng băng.

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

- Sơ đồ ETA : Sơ đồ thực chất là dự báo tỉ số xáo trộn của nước/băng

mây. Giáng thủy lỏng và giáng thủy đóng băng nhận được theo tỉ số xáo trộn của

mây và được giả thiết là rơi xuống mặt đất trong một bước thời gian riêng lẻ.

2.4.3.6 Các sơ đồ tham số hoá bức xạ

Các lựa chọn sơ đồ tham số hoá bức xạ trong mô hình MM5 bao gồm:

- None: Không tham số hoá bức xạ.

- Simple Cooling: Tốc độ giảm nhiệt của khí quyển không chỉ phụ thuộc

vào nhiệt độ, không có sự tác động của mây và chu trình ngày đêm.

- Cloud - radiation scheme: Khi không đủ cơ sở để tính đến sự tác động

của bức xạ sóng dài và sóng ngắn với bầu trời quang mây và có mây như xu thế

của nhiệt độ không khí, đó là dòng bức xạ bề mặt.

- CCM2 radiation scheme: Phù hợp với bước lưới rộng và có thể tính

chính xác trong thời gian dài cho dòng bức xạ bề mặt.

- RRTM Longwave scheme: Là sự phối hợp với sơ đồ bức xạ sóng ngắn

của mây khi chọn IFRAD = 4. Đó là mô hình truyền nhanh bức xạ (rapit

radiative transfer model) và dùng hệ số tương quan để biểu diễn ảnh hưởng của

phổ hấp thụ tính lượng hơi nước, CO2, O3.

2.4.3.7 Các sơ đồ tham số hoá lớp biên hành tinh

Trong mô hình MM5 có các lựa chọn sơ đồ tham số hoá lớp biên hành tinh

sau:

- None: Không tham số hoá lớp biên.

- Bulk PBL: Thích hợp với độ phân giải thô thẳng đứng trong lớp biên,

chẳng hạn với kích thước ô lưới thẳng đứng > 250m. Có hai kiểu ổn định.

- High-Resolution Blackdar PBL: Thích hợp với độ phân giải cao của lớp

34

biên, ví như 5 lớp thấp nhất, lớp bề mặt có độ dày < 100m, bốn chế độ ổn định,

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

bao gồm lớp xáo trộn đối lưu tự do được sử dụng phân tách bước thời gian ổn

định.

- Bulk-Thompson PBL: Thích hợp đối với cả độ phân giải thô và độ phân

giải cao của lớp biên. Động năng xoáy được dùng đối với xáo trộn thẳng đứng,

cơ bản là công thức Mellor - Yamada.

- ETA PBL: Đó là sơ đồ của Mellor - Yamada dùng trong mô hình ETA

dự báo sự xáo trộn thẳng đứng địa phương.

- MRF PBL: Thích hợp đối với lớp biên hành tinh phân giải cao (như sơ

đồ Blackada). Sơ đồ được Troen - Mahrt biểu diễn bằng các số hạng gradien và

profile nhiệt độ (K) trong lớp xáo trộn.

- Gayno - Seaman PBL: Cơ bản giống sơ đồ Mellor - Yamada. Nhưng

khác biệt là dùng nhiệt độ thế vị nước lỏng như là biến bảo toàn, được tính chính

xác trong điều kiện bão hoà. Hiệu quả của sơ đồ có thể so sánh được với sơ đồ

Blackada vì nó cũng phân tách bước thời gian.

2.4.3.8 Các sơ đồ đất

Mô hình MM5 có các lựa chọn sơ đồ đất sau:

- None: Không dự báo nhiệt độ lớp đất bề mặt;

- Force - Restone (Blackada) scheme: Dùng cho lớp mỏng đơn thuần

ngay trên bề mặt và nhiệt độ của lớp đó;

- Five - Layer Soil Model: Dự báo nhiệt độ của 5 lớp: 1, 2, 4, 8, 16m;

- OSU/Eta-Suface Model: Mô hình lớp đất bề mặt có thể dự báo nhiệt độ

và độ ẩm của 4 lớp: 10, 30, 60, 100 cm.

35

- NoahLSM: Mô hình đất dùng tính nhiệt độ và độ ẩm các lớp đất sâu

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

CHƯƠNG 3: ỨNG DỤNG BATS CHO MM5

Nhằm tăng cường thêm lựa chọn về sơ đồ đất cho mô hình MM5 trong

việc thử nghiệm mô phỏng khí hậu. Chúng tôi tiến hành sử dụng sơ đồ BATS

trong mô hình MM5

3.1 Mô tả sơ đồ BATS

Chức năng chính của BATS là:

1) Tính lượng bức xạ mặt trời hấp thụ bởi bề mặt và bức xạ sóng dài thuần,

2) Tính các dòng trao đổi động lượng, hiển nhiệt và ẩm giữa bề mặt và các

lớp khí quyển,

3) Xác định các thành phần gió, độ ẩm và nhiệt độ trong khí quyển, trong

các tán lá thực vật và tại mực quan trắc bề mặt,

4) Tính giá trị nhiệt độ và lượng ẩm tại bề mặt.

Cấu trúc bề mặt trong BATS gồm một lớp phủ thực vật và ba lớp đất. Bề

mặt được chia làm 18 loại với các đặc tính vật lý tương ứng khác nhau, như màu

đất (được chia thành 8 lớp màu, từ đậm đến nhạt), kết cấu đất (được chia thành

12 cấp, từ rất thô (cát) đến rất mịn (sét)). Ngoài ra, hàm lượng ẩm của đất, lượng

nước mưa biến thành dòng chảy và trạng thái bề mặt (có nước hay tuyết phủ

không) cũng sẽ được tính đến. [6].

3.1.1 Albedo bề mặt

Albedo đặc trưng cho khả năng phản xạ của bề mặt đối với bức xạ sóng

ngắn và phát xạ sóng dài. Albedo bề mặt phụ thuộc vào bước sóng, góc thiên

đỉnh mặt trời và trạng thái bề mặt cũng như loại bề mặt. Đối với bề mặt không

có tuyết phủ, BATS tính albedo cho ba trường hợp là albedo của thực vật đối với

bức xạ mặt trời nhìn thấy (  <0.7  m), và bức xạ gần hồng ngoại ( 

36

>0.7  m), và albedo của đất. Mặc dù albedo của thực vật còn phụ thuộc vào

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

nhiều nhân tố khác, như màu lá chẳng hạn, song do số liệu hạn chế, BATS xem

thực vật chỉ có màu xanh. Giá trị albedo đối với các loại lớp phủ thực vật khác

nhau được cho trước. Albedo của đất trống phụ thuộc vào màu đất và độ ẩm đất.

Nó tăng dần theo độ khô của bề mặt đất và được tính bởi ALBG =

ALBGO+∆  g(Ssw), trong đó ALBGO là albedo đối với đất bão hòa nước; Ssw là hàm

lượng nước đất bề mặt; ∆  g(Ssw) = 0.01(11 - 40Ssw/Zu) > 0, với Zu là độ dày lớp

đất trên cùng.

Trong trường hợp bề mặt có tuyết phủ, albedo được xem là phụ thuộc vào

phổ bước sóng bức xạ, góc thiên đỉnh mặt trời, độ dày tuyết, kích thước hạt tuyết,

mức độ bụi bẩn và tuổi của tuyết.

3.1.2 Nhiệt độ đất

Nhiệt độ đất là một trong những tham số quan trọng trong các sơ đồ

SVAT. Trong BATS nhiệt độ của các lớp đất được tính theo phương pháp tác

động phục hồi (force-restore). Nhiệt độ lớp đất bề mặt Tg1 được tính từ phương

g1

trình vi phân sau:

 C t



2AT



B

g1

T   t

(3.1)

trong đó A = 0.5vd∆t; B = BCOEF hS + vd ∆t.Tg2; C =1+FCT1, với vd=2  /86400 là

tần số dao động ngày, hS là tác động nhiệt thuần bề mặt đất, ∆t là bước thời gian

B



, B



(s), Tg2 là nhiệt độ lớp đất dưới bề mặt, BCOEF = fSNOWBCOEFS + (1 - FSNOW)BCOEFB,

COEFS

COEFB



v tD  db d   k c



v tD  ds d   k c s

s

sn

s

s

sb

s

b

fSNOW là phần diện tích bị tuyết phủ,

(chỉ số “s” và “b” cạnh dấu ngoặc đơn ở mẫu số của hai biểu thức tương ứng chỉ

tuyết và đất), Dds và Ddb tương ứng là độ sâu thâm nhập ngày đối với tuyết và

đất,  s và cs tương ứng là mật độ và nhiệt dung riêng của tầng đất dưới, ksn, ksb là

37

hệ số khuếch tán nhiệt của tuyết và đất đối với dao động ngày của nhiệt độ.

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Khi trên mặt đất có tuyết, nếu tuyết tan sẽ làm giảm nhiệt độ tầng đất mặt









 (C A B ).273,16







 

 

và làm tăng một phần dòng chảy mặt. Tốc độ tuyết tan được tính bởi:



S m

 g1  B C A B T L B f

COEF

(3.2)

ở đây, Lf là ẩn nhiệt nóng chảy; B’ là đạo hàm của B theo nhiệt độ.

Nhiệt độ lớp đất dưới bề mặt Tg2 được xác định theo sóng nhiệt độ trong

năm tính bằng phương pháp tác động phục hồi tương ứng với nhiệt độ ở độ sâu

g2

a

 t



2A T



 c v tT



 v t

  1 F



CT 2

2

g2

4

a

3

a

 T  t

D D

d

khoảng 1m từ phương trình:

với va=vd/365 là tần số dao động năm, c4 là hệ số kết nối đối với đất chưa tính

a

A



c



đến sóng năm của nhiệt độ (hiện tại c4=0, ngoại trừ những vùng đóng băng vĩnh

2

4

 0.5v t a

D D

d

  

  

1/ 2

d

cửu thì c4=1), T3=271, , Da và Dd tương ứng là độ sâu

D

D

d

a

v v

a

   

  

thâm nhập năm và ngày. Nếu không có tuyết thì , trong trường

hợp bề mặt bị tuyết phủ thì cả Da và Dd đều được lấy trung bình trọng số theo độ

dày tuyết.

3.1.3 Độ ẩm đất và lớp phủ tuyết trong điều kiện không có lớp phủ thực

vật

Để định rõ độ ẩm đất, lớp phủ tuyết, bề mặt trái đất được chia thành:

1) Những vùng đại dương (có và không có băng biển bao phủ)

2) Những vùng lục địa (có và không có tuyết phủ). Đối với những vùng

đại dương không có băng biển bao phủ, nhiệt độ bề mặt Tg1 được quy định bởi số

38

liệu quan trắc từ một mô hình chuẩn. Đối với những vùng khác việc tính Tg1 phụ

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

thuộc vào điều kiện hiện tại của lớp phủ tuyết, độ ẩm đất, dạng bề mặt và nhiệt

độ lớp khí quyển đầu tiên.

a) Giáng thủy (mưa và tuyết rơi)

Mưa và sự giải phóng ẩn nhiệt (Qc) trong mỗi lớp khí quyển phụ thuộc hết

sức phức tạp vào độ ẩm của lớp và giáng thủy từ các lớp bên trên. Tốc độ giáng

thủy tại mặt đất (P) nhận được như là tổng giáng thủy thuần từ mỗi lớp. Giáng

thủy được giả thiết là tuyết rơi Ps nếu nhiệt độ lớp khí quyển thấp nhất T1 ≤ Tc,

hoặc mưa rơi Pr nếu T1 > Tc, trong đó Tc=Tm+2.2, Tm=273.16, tức là:

Ps = P, Pr = 0 nếu T1 ≤ Tc

Ps = 0, Pr = P nếu T1 > Tc

b) Nguồn ẩm của đất

Nguồn ẩm tới bề mặt hoặc sẽ thấm vào đất hoặc sẽ chuyển thành dòng

chảy mặt. Đối với nước, đất được chia làm 3 lớp, lớp trên cùng chính là mặt phân

cách đất - khí quyển, các lớp dưới thấp hơn tăng dần theo độ sâu. Các đại lượng

biểu diễn nguồn ẩm trong đất được xét ở đây gồm: Ssw là nước trong lớp đất bề

mặt (lớp đất trên cùng) có độ dày Zu (0.1m) (giá trị cực đại là Sswmax); Srw là

nước trong tầng rễ có độ sâu Zr (giá trị cực đại là Srwmax); Stw là tổng lượng nước

trong đất cho đến độ sâu Zt (cực đại bằng Stwmax). Cả Ssw, Srw và Stw đều nhận

được từ cùng một nguồn nước mưa Pr và đều bị mất đi do bốc hơi Fq và dòng

chảy mặt Rs vì tất cả các quá trình này đều xảy ra tại lớp đất bề mặt. Dòng giữa

các lớp đất tác động đến các nguồn ẩm khác nhau là khác nhau. Trong điều kiện

không có lớp phủ thực vật, phương trình bảo toàn đối với các thành phần này có

39

dạng:

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG



 

 G R

w1

s



 G R

 

s

w 2







G R R s

g

 S sw  t  S rw  t  S tw  t

(3.3)

trong đó G = Pr + Sm - Fq = lượng nước thuần áp dụng cho bề mặt; Rs = dòng

chảy mặt; Rg = nước thấm xuống các lớp đất phía dưới và bể nước ngầm; Pr =

 w2 = nước trao đổi do khuếch tán từ toàn bộ cột đất vào tầng rễ; và Fq = bốc

mưa; Sm = tuyết tan;  w1 = nước trao đổi do khuếch tán từ tầng rễ vào tầng mặt;

hơi. Nếu Fq âm có nghĩa là sương hình thành.

c) Nước rò rỉ và thấm xuống bể nước ngầm

Mỗi một loại đất đều có những tính chất nhất định và chủ yếu phụ thuộc

vào cấu trúc của đất. Trong các sơ đồ tham số hóa đất hiện nay người ta thường

giả thiết rằng các tính chất này không đổi theo độ sâu và được đặc trưng bởi các

tham số sau:

- Độ rỗng PORSL, là đại lượng mà khi đất bão hòa nước thì 1m3 đất chứa

PORSL m3 nước

- Độ hút nước của đất 

- Độ dẫn nước của đất Kw

d) Sự bốc hơi nước

Số hạng bốc hơi Fq và sự trao đổi nước giữa các lớp đất trên và dưới khó

có thể tham số hóa một cách đầy đủ. Hiện nay người ta biểu diễn chúng dựa trên

sức chứa khả năng và sự làm khô do biến động ngày đêm của bốc hơi tiềm năng



F Min F , F q

qp

qm





40

tại bề mặt:

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

trong đó Fqp là bốc hơi tiềm năng và Fqm là thông lượng ẩm cực đại đi qua bề mặt

ướt mà đất có thể duy trì được.

e) Dòng chảy mặt

Trong thời kỳ mưa nhiều hoặc tuyết tan và độ ẩm đất cao, hầu hết nước rơi

đến bề mặt không xuyên xuống được bể nước ngầm mà lập tức biến thành dòng

chảy mặt đổ về sông, suối. Dòng chảy mặt phụ thuộc vào thông lượng nước

thuần (giáng thuỷ trừ bốc hơi) tại bề mặt, độ ẩm đất và nhiệt độ bề mặt đất. Tốc

độ dòng chảy mặt được biểu diễn như là hàm của tốc độ giáng thuỷ và mức độ

4

0

w

G

T



0 C

g1

wsat

  

bão hoà của đất. Tuỳ thuộc vào nhiệt độ bề mặt đất Tg1 ta có:

R

s

    

0

w

G

T

0 C



g1

wsat

  

      

(3.4)

trong đó:  wsat là mật độ đất bão hòa;  w =  wsat(s1+s2)/2; s1 = Srw/Srwmax; s2 =

Ssw/Sswmax

Khi G < 0 thì Rs = 0. Nếu nhiệt độ lớp gần bề mặt thấp hơn điểm băng thì

dòng chảy mặt tăng lên

f) Lớp phủ tuyết

Mô hình chi tiết nhất về cân bằng năng lượng tuyết và các quá trình tan

băng tuyết đã được Anderson đề xuất [6]. Ông đã mô hình hóa một cách tỉ mỉ sự

truyền nước và năng lượng và sự biến đổi mật độ trong toàn cột tuyết. Ngược lại,

ở đây chỉ mô hình hóa các quá trình tuyết bề mặt, không phân biệt một cách rõ

ràng giữa tuyết trong lớp đất dưới bề mặt và nhiệt độ đất, tức là về nguyên tắc

xem Tg2 như nhiệt độ tuyết trong lớp đất dưới bề mặt sau khi đã tích lũy được vài

41

cm nước lỏng tương đương tuyết. Nước trên bề mặt tuyết được đưa trực tiếp

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

xuống đất, trong khi nước mưa hoặc nước do tuyết tan thì xem là ngấm qua tuyết

hoặc đóng băng trở lại. Sự tan tuyết ở đáy của lớp tuyết được bỏ qua.

Nếu đang có mưa tuyết hoặc có lớp phủ tuyết, trước hết phải kiểm tra xem

nhiệt độ Tg có bằng 0 hay không, nếu Tg = 0 thì tính tốc độ tuyết tan trước khi

cv

tính nhiệt độ bề mặt. Lớp phủ tuyết được cập nhật từ phương trình:



P



F



S

s

q

m

S   t

(3.5)

trong đó Scv là lượng tuyết phủ được đo bằng lượng nước lỏng; Ps là tốc độ mưa

tuyết; Fq bằng tốc độ thăng hoa.

3.1.4 Hệ số cản và các dòng trên đất trống

Hệ số cản trên đất là đại lượng rất biến đổi. Do đó trong BATS hệ số cản

CD được tính như là hàm của CDN, là hệ số cản trong điều kiện phiếm định, và số

C





DN

iB

D

Richardson tổ hợp cho bề mặt RiB:

g1

1

a

 f C , R   gz 1 T / T



R



iB

V

2 a

(3.6)

 V u



 v U

2 a

2 1

2 1

2 c

Trong đó , Tg1 là nhiệt độ bề mặt đất hoặc tuyết, băng.

Ta, u1, v1 lần lượt là nhiệt độ không khí nhân với (ps/p1)k và các thành phần gió tại

mực thấp nhất của mô hình khí quyển z1; g là gia tốc trọng trường; ps và p1 tương

ứng là áp suất không khí tại bề mặt và tại mực thấp nhất của mô hình; k là hằng



g1

số Karman; và:

U

c



T / T 1 a T / T 1 a

g1

0.1m / s    1.0m / s 

(3.7)

42

Khi đó hệ thức để tính hệ số cản sẽ là:

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG





C 1 24.5 C R

DN

iB

DN



C

D

DN



iB

(3.8)

     C    1 11.5R

Hệ số cản phiếm định CDN nhận được từ lý thuyết lớp biên xáo trộn và

2

được xác định bởi:

C

DN



k  ln z / z 1

0

   

  

(3.9)

ở đây k = 0.4 và z0 là độ gồ ghề.

Các dòng hiển nhiệt, ẩn nhiệt trên các bề mặt nước, băng, tuyết hoặc đất

trống nhận được khi sử dụng hệ số cản động lượng đã định nghĩa ở trên qua hệ

thức sau:

 



F S

p

a

T a

 C C V T D a g1



(3.10)

trong đó  a là mật độ không khí bề mặt, CD là hệ số cản khí động học đối với

nhiệt, Cp là nhiệt dung riêng của không khí và Va là tốc độ gió. Tương tự, dòng

ẩm từ bề mặt vào khí quyển được cho bởi:

 



q

F q

a

g

a

 C V f q D a g



(3.11)

trong đó qg là độ ẩm riêng bão hoà tại nhiệt độ bề mặt (mặt đất, tuyết, băng hoặc

nước); qa là độ ẩm riêng tại mực thấp nhất của mô hình; fg là đại lượng đặc trưng

cho trạng thái ẩm, nhận giá trị bằng 1, trừ trường hợp đối với quá trình khuếch

tán (các bề mặt bị hạn chế) khi đó fg được xác định bằng tỷ số giữa bốc hơi thực

tế và bốc hơi khả năng của đất: fg = Fg/Fqp.

3.1.5 Các dòng năng lượng trong trường hợp bề mặt có lớp phủ thực vật

Khi có lớp phủ thực vật, BATS xem xét tách biệt các phương trình năng

43

lượng đối với đất và các kháng trở truyền năng lượng từ phía trên tán cây đến

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

không khí trong tán cây và từ không khí trong tán cây đến các bề mặt lá và có

chú ý đến từng bộ phận ướt của tán cây.

a) Tham số hóa các biến của lá cây

Hai đặc trưng quan trọng của thực vật là chỉ số diện tích lá (LAI) và chỉ số

diện tích thân (SAI). LAI liên quan đến quá trình thoát hơi nước từ thực vật. SAI là

không đổi đối với mỗi loại đất, trong khi LAI lại biến động theo mùa. Tổng của

chúng được ký hiệu bởi LSAI: LSAI = LAI + SAI. Để tính đến sự bốc hơi từ các cành

cây và lá bị ướt người ta đưa vào định nghĩa tỷ lệ diện tích của lá bị ướt (bị phủ

1/ 3

dew

W

nước) như sau:

(cid:0) L

W W

DMAX

   

  

(3.12)

trong đó Wdew là tổng lượng nước bị chặn giữ bởi tán cây và WDMAX là lượng

nước cực đại mà tán cây có thể chặn giữ. Biểu thức tương tự cũng được sử dụng

AI

W

cho thân cây. Khi đó phần bề mặt lá thoát hơi tự do được xác định bởi:

L



d

(3.13)

 (cid:0)  1.0 L



L L

SAI

Tốc độ gió bên trong lớp lá được tính theo công thức:

U

V C

af

a

1/ 2 D

(3.14)

b) Sự tích lũy giáng thủy và sương bị chặn giữ của thực vật

Khi có mưa bề mặt thực vật bị phủ một lớp nước mỏng trước khi nhỏ giọt

và chảy theo thân cây xuống đất. Lượng nước này sau đó có thể tái bốc hơi vào

không khí đồng thời trên các bề mặt lá ướt quá trình thoát hơi bị ngừng lại.

Tương tự, sự hình thành sương vào ban đêm có thể giữ mát cho lá cây vào buổi

sáng và thoát hơi từ lá ngừng lại. Nói chung sự tái bốc hơi của nước mưa bị chặn

44

giữ bởi thực vật chiếm khoảng 10-50% lượng nước mưa, phụ thuộc chủ yếu vào

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

cường độ mưa. Sự ngừng thoát hơi do các lá bị ướt hãy còn ít được nghiên cứu,

nhưng có thể đóng vai trò đáng kể. Giáng thủy tuyết cũng bị lá cây chặn giữ và

sự hình thành sương giá trên lá cây nói chung thường xảy ra. Nhưng ở mức độ

nào đó chúng kém quan trọng hơn vì sự bốc thoát hơi nhỏ hơn ở nhiệt độ thấp

hơn. Vì thế, sẽ có lý khi giả thiết rằng thực vật tích lũy nước thể rắn giống như

thể lỏng. Giả thiết rằng lượng nước tích lũy cực đại bằng 0.0001mxLSAI. Lượng

nước được tích lũy trên một đơn vị diện tích bề mặt đất được tính từ lượng giáng

dew

thủy đến và hiệu giữa thoát hơi và thông lượng nước đến bề mặt thực vật:

  

P E



E

f

tr

f

 W  t

(3.15)

trong đó Wdew là lượng nước tổng cộng được lưu giữ bởi tán cây trên một đơn vị

diện tích đất; P là giáng thủy;  f là độ phủ của lá cây; Ef là thông lượng nước đến

tán lá cây trên một đơn vị diện tích đất; Etr là lượng thoát hơi.

Nếu Wdew > WDMAX = 0.0001m x  fLSAI thì Wdew được đặt bằng WDMAX

và lượng ẩm dư thừa trên lá cây được cộng vào lượng giáng thủy (nước hoặc

tuyết) rơi đến đất.

c) Các dòng từ tán lá

Trước hết xét sự bốc hơi từ lá ướt, còn dòng nước từ tán lá khô (không bị

phủ nước) được xét tương tự nhưng cần xét thêm kháng trở khí khổng. Lượng

1

bốc hơi trên một đơn vị diện tích tán lá ướt (cả lá và cành cây) được xác định bởi:

E

 

q



q

WET f

 r a la

SAT f

af





(3.16)

SAT là độ ẩm riêng bão hòa ở nhiệt độ của tán lá Tf ; qaf là độ ẩm riêng

trong đó qf

của không khí bên trong tán cây; rla là kháng trở khí động học đối với dòng nhiệt

và ẩm của các phân tử lá lớp biên trên một đơn vị hình chiếu diện tích lá.

45

Tương tự, dòng nhiệt từ tán lá Hf được tính bởi:

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

H

 







f

1   L r SAI la a

f

C T T f af

p

(3.17)

WET

Dòng ẩm từ bề mặt phần tán cây bị ướt Ef được xác định bởi:

E

f

r E N f

(3.18)

W

Trong đó:

E

L

1   



r N

WET f

d





r la 

r la

r s

  

  

 (cid:0) 1.0 L   

  

(3.19)

với rs là kháng trở khí khổng;  là hàm bậc thang, nhận giá trị bằng 1 khi đối số

dương và bằng 0 khi đối số âm.

Sự thoát hơi chỉ xảy ra trên những bề mặt lá khô và được xác định bởi:

E

 

E

L

E

tr

f

d

WET f



WET

r la 

r la

r s

  

  

(3.20)

ở đây ta đã bỏ qua sự khác biệt nhỏ giữa nhiệt độ lá khô và lá ướt cũng như một

số yếu tố bất đồng nhất khác.

d) Kháng trở khí khổng

Kháng trở khí khổng ở đây được hiểu là sức chống chịu cơ học tổng cộng

chống lại sự khuếch tán từ trong ra ngoài của lá. Thành phần này đôi khi còn

được xem là kháng trở lá để phân biệt với kháng trở chỉ do khí khổng của lá. Hơi

nước bên trong lá được duy trì ở giá trị bão hòa hoặc gần bão hòa. Kháng trở

thuần rs đối với nước thoát từ trong ra ngoài lá phụ thuộc mạnh vào kích thước,

sự phân bố và mức độ mở của khí khổng. Tuy nhiên, sự khuếch tán nước cũng có

thể xảy ra qua biểu bì lá, đó là đường thoát hơi nước chủ yếu khi khí khổng bị









đóng lại. Kháng trở khí khổng được xác định bởi:

r s

r s min

 R S M V f

f

f

f

(3.21)

46

trong đó rsmin là giá trị cực tiểu của kháng trở khí khổng; Mf, Rf, Sf và Vf tương

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

ứng là các nhân tố đặc trưng cho sự phụ thuộc của kháng trở khí khổng vào độ

ẩm đất, bức xạ mặt trời, nhiệt độ và độ hụt bão hòa hơi nước.

e) Kháng trở rễ

Tốc độ thoát hơi Etr tính theo phương trình trên cần phải phù hợp với tốc

độ thoát hơi cực đại mà thực vật có thể duy trì được. Nếu Etr tính được vượt quá

tốc độ thoát hơi cực đại Etrmx thì rs được xác định lại sao cho Etr=Etrmx. Sự hút

nước của thực vật trong mỗi lớp đất bị hạn chế bởi hiệu giữa thế năng của đất và

lá chia cho kháng trở hữu hiệu, hay còn gọi là kháng trở rễ. Kháng trở hữu hiệu

này phụ thuộc vào tổng độ dài của rễ trên một đơn vị diện tích và kháng trở nội

của cây trên một đơn vị độ dài rễ.

f) Cân bằng năng lượng của tán thực vật và đất

Không khí bên trong tán cây có nhiệt dung không đáng kể và do đó dòng

nhiệt từ tán lá Hf và từ đất Hg cần phải được cân bằng bởi dòng nhiệt đi vào khí

H H H





a

f

g

quyển Ha:

H







a

   a

f

C C V T D a af

p

T a

ở đây, dòng nhiệt đi vào khí quyển được tính bởi:

H

 

U



g

 C C p

a

 SOILC f

af

T g1

T af





 a là mật độ không khí bề mặt; CSOILC là hệ số truyền giữa không khí trong tán

Dòng nhiệt từ đất dưới tán cây được giả thiết bằng:

cây và đất phía dưới, được giả thiết bằng 0.004; Taf là nhiệt độ bên trong tán lá.

c T c T c T





A a

F f

G g1





T



af

c



c



c

A

F

G

47

Từ các phương trình trên có thể tính được nhiệt độ Taf:

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

-1; cG = CSOILC  fUaf. Tương tự, không khí trong đó cA=  fCDVa; cF =  fLSAI rla trong tán cây được giả thiết là không có khả năng tích lũy hơi nước sao cho dòng

E



E



a

f

g

E

 



q

a

af

a A

a

E

 q

 



g

a G g

g,s

af

E  c q  c f q



nước từ không khí trong tán cây Ea cân bằng với dòng từ tán lá Ef và từ đất Eg:

trong đó qg,s là nồng độ hơi nước trong đất bão hòa; fg là nhân tố xác định trạng

thái ẩm, được định nghĩa bằng tỷ số giữa bốc hơi thực tế và bốc hơi tiềm năng

của đất; qaf là độ ẩm riêng của không khí bên trong tán lá. Giải các phương trình

trên ta nhận được qaf.

g) Nhiệt độ lá

Phương trình cân bằng cuối cùng để nhận được sự thoát hơi từ thực vật là











 R T n f

 LE T f f

 H T f f

phương trình bảo toàn năng lượng của tán lá:

trong đó Rn là bức xạ thuần mà tán lá hấp thụ được. Giải phương trình này ta

nhận được nhiệt độ tán lá Tf.

h) Các dòng năng lượng từ đất không có lớp phủ thực vật

Các dòng hiển nhiệt FBARE và ẩn nhiệt QBARE từ đất không bị thực vật bao





F

T

BARE

G

g1

s



Q

BARE

G

g

s

 W T  W q  

V

 

X U

  W C 1



   1 X V



f

G

D

a

f

f

B

af

B

a

   q      1

 

phủ được cho bởi:

  

X Min 1, R







B

OUGH

48

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

3.1.6 Độ ẩm đất khi có lớp phủ thực vật

Trong trường hợp có thực vật, các phương trình xác định nguồn ẩm đất và

sw



R

   

E



F



 S D

 P 1

   

r

f

s

w1

tr

q

m

w

rw



R

  

E



 S D

 P 1

   

r

f

s

w 2

tr

m

w

tw



R



E



F



 S D

 P 1

   

r

f

w

tr

q

m

w

cv



F



 S D

 P 1

   

r

f

q

m

s

S   t S   t  S  t S   t

lớp tuyết phủ trở thành:

trong đó  là phần thoát hơi từ lớp đất trên cùng; Dw là tốc độ rơi từ lá của lượng

nước vượt quá khả năng lưu giữ (của lá) trên một đơn vị diện tích đất; Ds tương

tự như Dw nhưng đối với tuyết; và Rw = Rs + Rg là dòng chảy mặt tổng cộng.

3.2 Áp dụng BATS cho MM5

Như đã trình bày ở phần trước, sơ đồ BATS có rất nhiều ưu điểm trong

việc đưa vào cũng như tính toán các tác động bề mặt và đã được nhiều tác giả

ứng dụng trong các mô hình dự báo thời tiết và khí hậu. Chính vì vậy, chúng tôi

tiến hành nghiên cứu thử nghiệm lồng BATS vào MM5 nhằm thử nghiệm mô

phỏng khí hậu cho khu vực Việt Nam.

Để cài BATS vào MM5, trước hết ta phải tìm hiểu cấu trúc hệ thống của

MM5, cách thức tổ chức các chương trình con trong các sơ đồ đất. Sơ đồ cấu trúc

của BATS và NOAH LSM được tạo thành bởi nhiều chương trình con khác

49

nhau, cụ thể như sau:

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Bdcon Initb Bmarch Outb

Depth

Satur Solbdc Albedo Zenith Bndry Bufout

Drag Satur Vcover Drip Leftem CO2 Tseice Tgrund Snow Water

Dragdn Stomat Frawat Root Satur Lfdrag Condch Condcq Deriv

Hình 3.1 Cây chương trình của BATS

Tmpavg Snksrc Rosr12 Evapo Smflx Evapo Shflx Hrtice Hstep Hrt Srt Sstep Frh2o Wdfcnd

Sflx Surfce

Redprm Csnow Snow_new Snfrac Alcalc Tdfcnd Snowz0 Sfcdif_off Penman Canres Nopac Snopac Devap Transp Tbnd

50

Hình 3.2 Cây chương trình của NOAH LSM

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Để biên dịch được chương trình, do số liệu cũng như các biến đầu vào của

Input

Output

MM5

NOAH LSM

BATS

BATS và NOAH LSM là khác nhau nên chúng tôi đã thay đổi bằng cách:

Hình 3.3 Sơ đồ thay thế NOAH LSM bởi BATS

- Sửa đổi các tệp khai báo biến dùng chung trong thư mục

MM5/Common và MM5/include

- Sửa số liệu đầu vào về loại đất, lớp phủ thực vật bằng cách thay thế các

tệp Landuse.TBL thành Landusebats.TBL, Soilparm.TBL thành

Soilparmbats.TBL, Vegparm.TBL thành Vegparmbats.TBL

- Thành lập các file đọc số liệu đầu vào init.f và param.f

- Thêm file bats.cb, bats.cb2 để khai báo các biến dùng trong BATS

Trong quá trình cài đặt sơ đồ BATS vào mô hình MM5, chúng tôi còn phải

sửa đổi và viết thêm khá nhiều biến và chương trình mà không thể liệt kê hết ở

51

đây. Trên đây là những nội dung cốt yếu cần thay thế và chỉnh sửa.

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

CHƯƠNG 4: KẾT QUẢ THỬ NGHIỆM VÀ ĐÁNH GIÁ

4.1 Cơ sở số liệu

Nguồn số liệu sử dụng bao gồm:

- Số liệu bề mặt được sử dụng trong MM5 được lấy từ USGS là tập số liệu

về độ cao địa hình, lớp phủ bề mặt toàn cầu, thảm thực vật, độ nhám bề mặt đất,

nhiệt độ các lớp sát mặt và loại đất sử dụng. Số liệu này được chia thành 6 bộ, độ phân giải từ 10, 30’, 10’, 5’, 2’, và 30’’.

- Số liệu nhiệt độ bề mặt biển và số liệu các trường yếu tố khí quyển toàn

cầu được nội suy về lưới mô hình làm điều kiện ban đầu và điều kiện biên

- Đối với dữ liệu phân loại bề mặt, trong một ô lưới có thể có tối đa là 13

loại bề mặt (bảng 3.1). Diện tích các loại bề mặt được cho dưới dạng phần tỷ lệ

phần trăm diện tích chiếm trên toàn ô lưới. Loại thống trị được xem là loại có

diện tích lớn nhất. Trong mô hình, bản đồ phân loại bề mặt đệm (landuse) được

phân chia theo dạng các đới thực vật. Đối với mỗi loại bề mặt sẽ có các đặc tính

khác nhau (bảng 3.2). Trong mô hình, loại đất được phân loại theo dạng của loại

bề mặt, có 12 kiểu đất, sắp xếp theo thứ tự tăng dần, từ loại 1 là cát cho đến loại

12 là sét. Mỗi loại đất lại có các đặc tính như khả năng giữ nước của đất, độ rỗng

(thể tích đất trống trên một đơn vị thể tích đất), albedo của đất tuỳ thuộc vào màu

của đất và trạng thái ẩm của đất. Màu của đất được phân cấp từ sáng nhất đến tối

52

nhất [6].

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Bảng 3.1: Ký hiệu phân loại bề mặt

1 2 3 4

Đất đô thị Đất nông nghiệp Đồng cỏ Rừng cây rụng theo mùa (deciduous) Rừng cây lâu năm (coniferous) Rừng hỗn hợp và đất ướt Nước Vùng đầm lầy, ẩm ướt Sa mạc Tundra (đồng rêu vùng cực)

5 6 7 8 9 10 11 Băng vĩnh cửu 12 Rừng nhiệt đới, cận nhiệt đới 13 Đới savan (ở nhiệt đới, nơi mưa

nhỏ)

Bảng 3.2: Một số đặc tính của các loại bề mặt

Đặc tính Rừng cây lâu năm Rừng nhiệt đới Đới Savan

Bề mặt nông nghiệp 0 9 18 0

6/0,5 120 0,06 6 4 0,1 6/5 200 1,0 6 4 1,0 6/5 150 2,0 8 4 0,1 6/0,5 200 0,1 6 1 0,1

Độ cao dịch chuyển (m) LAI (max/ min) rs,min (s m-1) z0 (m) Kiểu đất Màu đất Độ sâu lớp đất trên (m)

4.2 Phạm vi nghiên cứu

Để thử nghiệm, chúng tôi tiến hành chạy mô hình MM5 gốc ( Mô hình

lồng NOAH LSM) tạm gọi là MM5NOAH và MM5 có cài sơ đồ BATS gọi là

53

MM5BATS trong khoảng thời gian 2 tháng từ 01/05/1996 đến 30/6/1996

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

- Độ phân giải của mô hình là 54x54 km

- Việc lựa chọn miền tính thích hợp là một vấn đề không đơn giản, nhất là

đối với vùng Đông Nam Á và Việt Nam  Đông Dương, vì đây là nơi “giao

tranh” của nhiều hệ thống gió mùa khác nhau. Do đó, ở đây chúng tôi cố gắng

chọn miền tính sao cho khu vực Việt Nam  Đông Dương nằm ở trung tâm và vùng đệm không quá nhỏ. Vùng được chọn tính có vĩ độ từ 70N đến 250N, kinh độ từ 970E đến 1150E

4.3 Kết quả nghiên cứu

Sau khi cài sơ đồ BATS vào MM5, chúng tôi tiến hành chạy thử nghiệm

và thu được một số kết quả như sau:

4.3.1 Trường độ ẩm đất

Hình 4.1 biểu diễn trường độ ẩm các lớp đất sâu, với thời gian chạy 10

ngày, ta có thể thấy độ ẩm tại từng lớp đất khá đồng nhất. Tuy nhiên, tuỳ thuộc

vào cấu tạo địa chất, lớp phủ thực vật mà giá trị độ ẩm có khác nhau đôi chút ở

từng khu vực, vùng ven biển có giá trị lớn hơn trong đất liền. Điều này là hoàn

toàn đúng so với lý thuyết đã đưa ra ở các phần trên. Độ ẩm đất tại Trung Bộ và

Nam Trung Bộ có giá trị lớn nhất (hình 4.1), nguyên nhân là do từ cuối tháng 5

đầu tháng 6 năm 1996 tại các khu vực này xảy ra lũ tiểu mãn với lượng mưa lớn

hơn 30% đến 50% so với trung bình nhiều năm, do đó các lớp đất được cung cấp

54

ẩm thường xuyên.

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Hình 4.1 Độ ẩm đất tại các độ sâu 10, 30, 60 và 100cm

với thời gian chạy 10 ngày của MM5BATS

Với thời gian chạy là 30 ngày (hình 4.2), độ ẩm trong các lớp đất đã có sự

thay đổi khá rõ, giá trị vẫn tương đối đồng nhất ở từng lớp đất nhưng đã không

có sự khác nhau rõ rệt giữa vùng ven biển và đất liền. Nguyên nhân do lượng

nước từ bề mặt có đủ thời gian thấm xuống các lớp đất sâu. Các lớp đất phía trên

có độ ẩm nhỏ hơn so với các lớp dưới sâu do bức xạ mặt trời đốt nóng lớp bề mặt

55

và nước trong các lớp này bốc hơi vào trong khí quyển

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Hình 4.2 Độ ẩm đất tại các độ sâu 10, 30, 60 và 100cm

với thời gian chạy 30 ngày của MM5BATS

Dựa vào hình 4.3 ta thấy, độ ẩm các lớp đất của hai mô hình MM5BATS và MM5NOAH có sự khác nhau không đáng kể, lớn nhất là 0.16 m3/m3 ở phía

Bắc Việt Nam, còn lại toàn bộ lãnh thổ Việt Nam sự khác nhau là không nhiều. Chênh lệch phần lớn có giá trị âm biến đổi từ -0.01 đến -0.06 m3/m3, giá trị

dương nhỏ cũng xuất hiện ở một số ít vùng, chứng tỏ độ ẩm đất của MM5BATS

56

nhỏ hơn MM5NOAH

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Hình 4.3: Chênh lệch độ ẩm các lớp đất 10, 30, 60 và 100cm giữa MM5BATS và

MM5NOAH với thời gian chạy 10 ngày

Với thời gian chạy là 30 ngày (hình 4.4), sự chênh lệch về độ ẩm giữa

MM5BATS và MM5NOAH nhỏ hơn rất nhiều so với thời gian là 10 ngày. Chỉ

57

còn một ít vùng chênh lệch không đáng kể

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Hình 4.4: Chênh lệch độ ẩm các lớp đất 10, 30, 60 và 100cm giữa MM5BATS và

MM5NOAH với thời gian chạy 30 ngày

Từ những kết quả trên ta thấy, mô hình MM5BATS đã mô phỏng được

quá trình thâm nhập ẩm vào các lớp đất sâu. Tuy nhiên, do hệ thống các thông số

mô tả bề mặt giữa MM5BATS và MM5NOAH khác nhau nên kết quả mô phỏng

58

có khác nhau.

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Hình 4.5: Sự khác nhau về nhiệt độ các lớp đất 10, 30, 60 và 100cm giữa MM5BATS

và MM5NOAH với thời gian chạy 10 ngày

4.3.2 Trường nhiệt độ đất

Giống như độ ẩm, nhiệt độ các lớp đất với thời gian chạy 10 ngày (hình

4.5) giữa hai mô hình cũng có sự chênh lệch nhau, ở lớp đất 10cm giá trị chênh

59

phổ biến trong khoảng 0,9 đến 1,2 độ. Giá trị này nhỏ hơn đối với các lớp đất sâu

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Hình 4.6: Sự khác nhau về nhiệt độ các lớp đất 10, 30, 60 và 100cm giữa MM5BATS

và MM5NOAH với thời gian chạy 30 ngày

Với thời gian chạy là 30 ngày, giá trị chênh lệch nhiệt độ các lớp đất giữa hai mô hình đã nhỏ hơn đáng kể. Giá trị chênh lệch trung bình khoảng 0,20.

Chênh lệch dương xuất hiện ở trên biển và âm trên đất liền. Nguyên nhân có thể

là do sự phân loại các lớp đất và lớp phủ bề mặt của hai mô hình là khác nhau.

Hơn nữa, phương pháp tính nhiệt truyền trong các lớp đất của hai mô hình cũng

60

không giống nhau.

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

4.3.3 Trường nhiệt, áp và mưa bề mặt

Hình 4.7: Trường nhiệt và áp bề mặt trung bình tháng 5 của MM5BATS (a) và

MM5NOAH(b)

a) b)

Hình 4.8: Trường nhiệt và áp bề mặt trung bình tháng 6 của MM5BATS (a) và

MM5NOAH(b)

a) b)

Hình 4.7 và 4.8 biểu diễn trường nhiệt và áp trung bình tháng 5,6. Ta thấy

sự phân bố các trung tâm khí áp và nhiệt độ của hai mô hình là tương đối giống

nhau. Tuy nhiên, giữa hai mô hình vẫn có sự chênh lệch ở một số vùng với giá trị

không lớn (h ình 4.9). Chênh lệch về khí áp lớn nhất là 1 mb ở vùng gần đảo Hải

Nam của Trung Quốc. Chênh lệch về nhiệt khoảng 1 đến 2 độ xuất hiện nhiều ở

61

một số vùng lục địa thuộc Campuchia và Thái Lan. Giá trị chênh lệch âm gần

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

như không có, điều đó chứng tỏ trường nhiệt và áp bề mặt trong MM5BATS lớn

hơn trong MM5NOAH. Theo chúng tôi, sự khác nhau đó có lẽ do trường nhiệt và

Hình 4.9: Chênh lệch của trường khí áp (a) và nhiệt (b) bề mặt giữa MM5BATS và

MM5NOAH

Hình 4.10: Tổng lượng mưa (cm) tháng 5 của MM5BATS và MM5NOAH

áp bề mặt chịu ảnh hưởng lớn bởi các điều kiện mặt đệm.

Để đánh giá trường mưa và nhiệt của MM5BATS so với quan trắc, chúng

tôi lấy chuỗi số liệu mưa và nhiệt trung bình 30 năm từ 1978 đến 2008 của gần

100 trạm khí tượng trên lãnh thổ Việt Nam. Kết quả so sánh giữa MM5BATS và

62

giá trị trung bình nhiều năm được biểu diễn trên hình 4.11 và 4.12

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Hình 4.11 Chênh lệch về lượng mưa tháng 5 năm 1996 của MM5BATS với trung bình nhiều năm

63

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Hình 4.12 Chênh lệch về nhiệt độ tháng 5 năm 1996 của MM5BATS với trung bình nhiều năm

64

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

B¶ng 4.1 L­îng m­a trung b×nh th¸ng cña mét sè tr¹m khÝ t­îng

Tr¹m

I

II

III

IV

V

VI

VII VIII

IX

X

XI XII Tæng

B¸i Th­îng

28.7 27.4 48.6 90.2 251.4 260.2 243.1 334.6 327.4 227.2 87.5 25.1 1965.1

Håi Xu©n

14.2 16.6 37.2 89.0 216.3 263.0 336.5 334.9 266.6 153.9 45.3 15.5 1797.1

Nh­ Xu©n

24.5 24.4 40.6 57.6 156.0 171.1 205.8 276.9 392.0 256.8 96.1 31.2 1714.7

SÇm S¬n

16.4 20.6 40.8 48.4 112.2 148.4 172.5 274.3 382.3 245.9 69.3 29.5 1525.7

Thanh Ho¸

23.4 28.7 42.1 61.1 161.6 175.8 201.3 271.7 382.6 259.0 76.8 28.8 1704.8

TÜnh Gia

36.9 37.0 49.8 54.9 128.8 141.2 167.9 262.9 455.4 352.9 96.7 35.0 1840.2

Yªn §Þnh

15.2 18.0 31.1 60.6 150.8 187.7 183.3 260.8 321.0 196.3 74.1 18.6 1379.6

CÈm Thuû

16.5 17.6 57.0 67.6 217.1 236.2 262.0 301.0 229.1 161.3 45.9 16.5 1627.7

Giµng

11.4 16.8 33.7 59.6 156.1 192.3 192.6 267.8 361.9 270.6 65.1 12.9 1640.8

M­êng L¸t

10.0 10.7 34.7 80.4 131.6 188.7 233.7 219.3 146.8 81.8 19.7 8.6 1166.2

Ngäc Tr¹c

32.2 31.0 44.4 63.7 150.2 144.1 155.0 238.7 399.0 339.6 80.9 24.6 1703.4

Th¹ch Qu¶ng 17.2 15.9 45.8 63.5 185.3 234.8 273.5 288.3 222.0 127.5 54.4 12.1 1540.2

Mai Ch©u

15.6 13.6 29.5 98.0 239.6 321.2 377.8 441.4 438.8 169.9 48.8 13.9 2207.1

Méc Ch©u

18.4 21.8 42.3 103.0 180.8 238.9 269.1 322.4 264.7 128.0 38.7 16.0 1643.2

Ninh B×nh

23.2 32.3 48.4 77.7 170.4 219

229

316

365

231 67.4 31

1820

Quú Ch©u

15.9 13.9 26.7 86.3 213.4 212

197

276

318

232

56

17

1661

Quúnh L­u

17.4 23.2 32

121

232

410

345 86.1 31

1595

55.3 102.2 135

63

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

B¶ng 4.2 NhiÖt ®é trung b×nh th¸ng cña mét sè tr¹m khÝ t­îng

Tr¹m

I

II

III

IV

V

VI

VII VIII

IX

X

XI XII Tæng

B¸i Th­îng

17.0 17.7 20.3 23.9

27.0

28.4

26.7

24.5 21.4 18.2

23.5

28.6

27.8

Håi Xu©n

17.1 18.3 21.1 24.6

27.6

27.1

26.9

27.7

26.1

23.8 20.7 17.8

23.2

Nh­ Xu©n

17.1 17.6 20.0 23.7

29.0

28.0

27.2

28.8

26.6

24.3 21.1 18.1

23.5

SÇm S¬n

17.1 17.4 19.5 23.7

29.2

28.6

27.2

29.0

27.1

25.2 22.4 18.7

23.8

Thanh Ho¸

17.2 17.6 19.9 23.7

29.1

28.3

27.3

29.0

27.0

24.6 21.8 18.7

23.7

TÜnh Gia

17.2 17.4 19.7 23.4

29.5

28.5

27.2

29.1

27.0

24.6 21.4 18.4

23.6

Yªn §Þnh

17.1 17.8 20.2 23.8

28.9

28.0

27.1

28.7

26.8

24.5 21.3 18.2

23.5

Mai Ch©u

16.9 18.2 21.3 24.8

27

27.7

27.1

27.7

25.8

23.5 20.4 17.6

23.2

Méc Ch©u

12.3 13.5 17

20.4

23.1

22.6

22.5

23.1

21.3

19

15.9 13.1

18.7

Ninh B×nh

16.6 17.2 19.8 23.5

29.2

28.5

27.2

28.8

27.3

24.8 21.6 18.3

23.6

Quú Ch©u

17.2 18.3 21

24.7

27

28.1

27.3

27.9

26.1

23.9 20.8 17.9

23.4

Quúnh L­u

17.5 17.9 20.2 23.8

27.3

29.3

28.3

26.8

24.5 21.5 18.6

23.7

29

64

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Kết luận và kiến nghị

Qua việc nghiên cứu tác động của tham số hoá các quá trình bề mặt trong

mô phỏng khí hậu khu vực bằng mô hình MM5, chúng tôi rút ra một số kết luận

sau:

- Luận văn đã tiến hành cài đặt thêm một lựa chọn đó là đưa sơ đồ BATS vào mô

hình MM5 để thử nghiệm mô phỏng khí hậu

- Các sơ đồ đất có tác động khác nhau đến trường nhiệt và độ ẩm đất các lớp đất

sâu, do đó sẽ ảnh hưởng đến việc mô phỏng khí hậu

- Trường độ ẩm tại các lớp đất của MM5BATS và MM5NOAH có sự khác nhau

nhưng không rõ nét, thời gian chạy càng dài thì sự sai khác càng ít. Trường nhiệt

độ các lớp đất của MM5BATS và MM5NOAH khác nhau đáng kể, lớn nhất lên đến hơn 20C. Tuy nhiên khi thời gian chạy dài thì sự sai khác này cũng giảm đi

- Cần phải tiến hành thử nghiệm chạy MM5BATS trong khoảng thời gian dài

hơn để có được đánh giá chính xác về khả năng mô phỏng khí hậu của

65

MM5BATS

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

PHỤ LỤC

Phụ lục 1: Sơ đồ chi tiết các modul của mô hình MM5

66

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Phụ lục 2: Các chương trình tính trong mô hình MM5

67

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Phụ lục 3: Chức năng của các chương trình trong BATS

Bdcon: Khai báo các hằng số

Initb: Tạo trường ban đầu

Bmarch: Chương trình con chính

Outb: Chiết xuất số liệu đầu ra

Satur: Tính áp suất hơi nước bão hoà

Solbdc: Xác định các hằng số của đất như lượng nước cực đại trong đất, bốc hơi cực

đại

Albedo: Tính albedo ứng với các bước sóng khác nhau

Zenith: Tính góc thiên đỉnh của mặt trời

Bndry: Chương trình con chính

Bufout: Trường đầu ra của mô hình

Drag: Tính các hệ số trao đổi bề mặt tại mực đo gió từ mực thấp nhất của mô hình

Dragdn: Đưa các hệ số drag về lưới vuông

Depth: Các thông số về độ dày của tuyết

Vcover: Thông số về diện tích lá và thân cây

Drip: Lượng nước hoặc tuyết chảy từ lá

Leftem: Tính nhiệt, thông lượng và sự thoát hơi từ lá

CO2: Tính sự hấp thụ và phân huỷ cacbon của thực vật

Tseice: Đưa ra thông lượng ẩn nhiệt, hiển nhiệt và tuyết tan trên băng

Tgrund: Tính nhiệt độ đất

Snow: Cập nhật độ che phủ và tuổi của tuyết

Water: Cập nhật độ ẩm đất và dòng chảy mặt

Frawat: Xác định phần tán lá bị phủ bởi nước, tán lá khô và bốc thoát hơi

Root: Tính thoát hơi cực đại từ rễ cây

Lfdrag: Tính lại hệ số drag

Condch: Tính độ dẫn nhiệt (hiển nhiệt) để tính thông lượng nhiệt của đất và tán lá

Condcq: Tính độ dẫn nhiệt (ẩn nhiệt) để tính thông lượng nhiệt của đất và tán lá

Deriv: Tính đạo hàm dòng năng lượng của lá theo Newton-Raphson

68

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Phụ lục 4: Chức năng của các chương trình trong NOAH LSM

Redprm: Khai báo các tham số bề mặt

Csnow: Hàm tính điều kiện xuất hiện tuyết

Snow_new: Cập nhật tuyết dựa vào lượng tuyết rơi

Snfrac: Xác định lớp tuyết phủ

Alcalc: Tính sự thay đổi albedo bề mặt do tuyết phủ

Tdfcnd: Tính khuếch tán nhiệt của đất

Snowz0: Xác định độ nhám của bề mặt

Penman: Tính nhiệt độ ảo và nhiệt độ thế vị ảo

Canres: Tính kháng trở khí khổng

Devap: Tính bốc hơi trực tiếp từ đất

Transp: Tính thoát hơi từ vòm thực vật

Tbnd: Tính nhiệt độ bề mặt đất

Tmpavg: Tính nhiệt độ trung bình

Snksrc: Tính nhiệt thu được do sự đổi pha băng

Rosr12: Tính và cập nhật nhiệt độ đất

Evapo: Tính bốc hơi tổng cộng

Smflx: Tính thông lượng ẩm của đất

Evapo: Tính bốc hơi tổng cộng

Shflx: Tính thông lượng nhiệt của đất và cập nhật độ ẩm đất

Hrtice: Tính tốc độ biến đổi nhiệt của băng

Hstep: Tích phân theo thời gian gradien nhiệt của đất

Hrt: Tính gradien nhiệt của đất

Srt : Tính tốc độ biến đổi ẩm của đất Frh2o: Tính nước đóng băng ở dưới 00

Wdfcnd: Tính nước thẩm thấu và dòng chảy

69

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

Tµi liÖu tham kh¶o

TiÕng ViÖt

[1]. L­u §øc H¶i, C¬ së khoa häc m«i tr­êng, 2001, NXB§HQG

[2]. Phan V¨n T©n, Gi¸o tr×nh KhÝ hËu häc, 2002

[3]. §Æng ThÞ Thu Thuû, Gi¸o tr×nh KhÝ t­îng N«ng NghiÖp, 1998

[4]. TrÇn C«ng Minh, Gi¸o tr×nh Vi khÝ hËu, 2002

[5]. Ph¹m Ngäc Hå, Hoµng Xu©n C¬, C¬ së khÝ t­îng häc, tËp 3, 1991,

NXBKHKT

TiÕng Anh

[6]. R.E. Dickinson, Biosphere-Atmosphere Transfer Scheme (BATS) version 1e

for NCAR Community Climate Model, 1993 Tech. Note NCAR/TN-387+STR. Natl.

Cent. for Atmos. Res., P.O. Box 3000, Boulder, CO-80307

[7]. R. Avissar, A conceptual aspects of a statistical dynamical approcah to

represetat landscape subgrid scale heteorogeneitu in atmosphereic model, Jou. Geo.

Res, V97, 1992

[8]. R. Avissar, R. Piekle, A parameterization of heterogeneous surface land

surface for atmospheric numerical model and its impact on regional meteorology. Mon.

Wea. Rev. V117, 1989

[9]. R. Piekle et al, Interations between

the

atmosphere

and

terrestial

ecosystem: influence on weather and climate, Global Change Biology, 1998

[10]. N. Molder, On the influence of surface heterogeneity on the bowen ration:

a theoretical case study, Theoretical and applied climatology, 2000

[11]. F. Giogri et al Representation of heterogeneity effects in earth sustem

modeling: Experience from land surface modeling, Rev. Geophys., 1997

[12]. J. W. Shuttleworth, Influence of Sub-grid Scale Heterogeneity Within

Meteorological Models, Department of Hydrology and Water Resources, University of

Arizona.

70

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGUYỄN BÌNH PHONG

[13]. D. Gustafsson, Modelling Soil-Snow-Vegetation-Atmosphere behaviour,

PHD thesis, 2002

[14]. P. Viterbo, A reviews of parameterization of land surface, Meteorological

training course lecture series, ECMWF, 2003

[15]. F. Giogri et al The second generation of Regional Climate Model, Journal

of Climate, 1994

71