Nghiên cứu ảnh huởng của quá trình tương tác đất – khí quyển đến điều kiện khí hậu khu vực miền Trung Việt Nam

Chương này trình bày cách phân loại bề mặt, các phương pháp tính albedo bề mặt, nhiệt độ đất, độ ẩm đất và lớp phủ tuyết trong điều kiện không có lớp phủ thực vật, hệ số cản và các dòng

Đại học Quốc gia Hà Nội

Trường Đại học Khoa học Tự nhiên

Nghiên cứu ảnh hưởng của quá trình tương tác đất – khí quyển đến điều kiện khí hậu khu vực miền Trung Việt Nam

Chủ trì đề tài: PGS TS Phan Văn Tân

Hà Nội ư 2003

Đại học Quốc gia Hà Nội

Trường Đại học Khoa học Tự nhiên

Nghiên cứu ảnh hưởng của quá trình

tương tác đất – khí quyển đến điều kiện

khí hậu khu vực miền Trung Việt Nam

Mã số: QG.02.16

Chủ trì đề tài: PGS TS Phan Văn Tân Các thành viên tham gia: PGS TS Nguyễn Hướng Điền

ThS Nguyễn Minh Trường

Báo cáo tóm tắt đề tài

1 Tên đề tài: Nghiên cứu ảnh hưởng của quá trình tương tác đất – khí quyển đến

điều kiện khí hậu khu vực miền Trung Việt Nam

2 Mã số: QG.02.16

3 Chủ trì đề tài: PGS TS Phan Văn Tân

4 Các cán bộ tham gia:

1) PGS TS Nguyễn Hướng Điền 2) ThS Nguyễn Minh Trường 3) ThS Vũ Thanh Hằng 4) ThS Trần Ngọc Anh5) CN Nguyễn Đăng Quang

7) CN Hoàng Thanh Vân 8) NCS Bùi Hoàng Hải

5 Mục tiêu và nội dung nghiên cứu:

b) Nghiên cứu ảnh hưởng của các quá trình trao đổi nhiệt, ẩm và nguồn ẩm đến

điều kiện khí hậu khu vực

ư Xác định các loại lớp thổ nhưỡng và tính chất của lớp phủ thực vật trên vùng nghiên cứu

ư Tính các dòng trao đổi nhiệt, ẩm cho từng tổ hợp đất ư lớp phủ thực vật; xác

định sự biến đổi theo không gian và thời gian của chúng

ư Xác định mức độ ảnh hưởng của các quá trình trao đổi nhiệt, ẩm giữa lớp thổ nhưỡng ư lớp phủ thực vật ư khí quyển đến khí hậu khu vực nghiên cứu

ô lưới nằm trên đất liền đều xảy ra sự bất đồng nhất Số loại bề mặt xuất hiện trong các

ô lưới mô hình thường là 2 hoặc 3 loại PAư1 có số ô lưới xuất hiện bất đồng nhất nhiều hơn PAư2 Các loại bề mặt S2 (đất nông nghiệp và đất trồng hỗn hợp) và S12 (rừng nhiệt đới và cận nhiệt đới thường xanh) có diện tích tăng lên, còn các loại S7 (bề mặt nước) và S13 (cây bụi, cỏ cao hoặc savan) bị giảm diện tích

2) Nghiên cứu ứng dụng sơ đồ trao đổi bề mặt BATS để khảo sát ảnh hưởng của

bề mặt đệm đến các dòng năng lượng, nhiệt, ẩm từ bề mặt ở đây đã thực hiện 5 trường hợp thử nghiệm cho các loại bề mặt chủ yếu trên vùng nghiên cứu là S2, S5, S12 và S13 với BATS chạy tính ở chế độ độc lập Các tham số đầu vào liên quan đến đặc tính bề mặt và tác động từ khí quyển được lấy giả định nhằm khảo sát độ nhạy Kết quả tính toán chỉ ra rằng, trong cùng điều kiện tác động từ khí quyển, bề mặt có độ che phủ thực vật lớn hơn thì sự trao đổi các dòng hiển nhiệt và ẩn nhiệt giữa bề mặt và khí quyển sẽ xảy ra mạnh mẽ hơn Sự biến đổi của độ che phủ thực vật có tác động đáng kể đến các dòng năng lượng từ các loại bề mặt khác nhau Việc giảm độ che phủ thực vật sẽ làm tăng dòng hiển nhiệt, làm giảm tốc độ bốc thoát hơi của bề mặt, và làm tăng lượng dòng chảy mặt Tốc độ và tần suất giáng thủy có tác động hết sức quan trọng tới dòng chảy mặt Sự suy kiệt của dòng chảy mặt, giảm dòng ẩn nhiệt, tăng mạnh và đổi hướng dòng hiển nhiệt từ bề mặt vào khí quyển do không có giáng thủy là một trong những

đặc điểm đáng chú ý khi xem xét vai trò của bề mặt trong các mô hình khí hậu

3) Nghiên cứu tác động của bất đồng nhất bề mặt tới các dòng trao đổi nhiệt, ẩm

và lượng mưa trong mô hình dự báo khí hậu Trên cơ sở BATS chạy kết hợp với mô hình khí hậu khu vực RegCM, đã tính toán các dòng nhiệt, ẩm từ bề mặt và mô phỏng trường lượng mưa cho các tháng 6ư10/1996 trên khu vực miền Trung Việt Nam và vùng phụ cận với ba phương án thử nghiệm: PAư0 (chưa tính đến bất đồng nhất bề mặt), PAư1 và PAư2 Kết quả nhận được cho thấy, việc đưa vào tính bất đồng nhất bề mặt đã làm thay đổi rõ rệt sự phân bố các dòng nhiệt, ẩm từ bề mặt cũng như lượng mưa dự báo theo mô hình Trên phần lớn diện tích vùng nghiên cứu, giá trị dòng ẩn nhiệt và hiển tính theo PAư1 lớn hơn PAư2, với độ chênh lệch biến thiên trong khoảng

từ 0ư10%, đặc biệt một số nơi, như khu vực Biển Hồ và vùng đảo Hải Nam (Trung

Quốc), có thể đạt tới khoảng 40% tùy thuộc vào thời gian trong năm Khi đưa vào tính bất đồng nhất bề mặt, lượng mưa dự báo theo mô hình trên dải miền Trung Việt Nam trong các tháng 6, 7, 8 tăng lên một cách đáng kể so với trường hợp chưa tính đến bất

đồng nhất Mức độ khác biệt này có thể lên tới 200ư250 mm Tuy nhiên, trong các tháng 9, 10 lượng mưa dự báo theo PAư1 và PAư2 trên khu vực này có xu hướng giảm

Abstract

1 Project title: Study on effects of land-atmosphere interactions on

climatological conditions in the middle of Vietnam

7) B.Sc Hoang Thanh Van 8) PhD Student Bui Hoang Hai

5 Aims and contents of project:

a) Applying and developing Earth Surface Exchange Models (ESEMs)

− Studying on theories of ESEMs

− Studying on algorithm and develop programs to calculate the surface fluxes b) Studying the effects of the vegetation/land covered heterogeneities on the heat and moisture exchange processes between land surface and atmosphere, and on climatological regional conditions

− Determine the types of the vegetation/land covers and their properties over interested region

− Calculate the head and moisture fluxes with respect to each vagetation/land cover type, determine their spatial and temporal distributions

− Determine the effects of the vegetation/land cover heterogeneities on the heat and moisture fluxes from surface, and on the rainfall simulation

6 Results:

1) Based on the land−use data sets of 30 minute and 10 minute resolutions, the heterogeneities of vegetation/land covered types are investigated in corresponding to the model mesh size of 54 km over domain of 103oE−110oE and 12oN−20oN The heterogeneities are defined by the number of vegetation/land cover types that are available in each grid box Two cases of heterogeneities are investigated: (1) The heterogeneity is defined base on the area fractions of vegetation/land types in the model grid box (PA−1), and (2) the model grid box is divided into regularly spaced

sub−grid of 32=9 elements; each element of the sub-grid is assigned an individual surface type; The heterogeneity is defined by the number of sub−grid elements having different surface types (PA−2) The results showed that, except the ocean areas, most

of the model grid box that located over continent is heterogeneous The number of surface types in the model gird box is usually 2 or 3 In the case of PA−1, the number

of the model grid box that occur heterogeneity is more than in the case of PA−2 The areas of surface types of S2 (crop/mixed farming) and S12 (evergreen broadleaf tree) are increased, while for the S7 (water/ocean) and S13 (savannah/tall grass) are decreased

2) Studying and applying BATS to investigate the effects of land surfaces on the surface heat and moisture fluxes Here we use BATS with stand−alone mode to run with the dominated surface types of S2, S5, S12 and S13 The input parameters of the surface type properties and atmospheric forcing are chosen as assumptions The results showed that, in the same atmospheric forcing, the heat and moisture exchange fluxes are stronger from surface types that have larger fractional vegetation cover Changes in fractional vegetation covers significantly affect the energy fluxes from surface types Decrease of fractional vegetation covers lead to increase of sensitive heat fluxes, decrease of evapotranspiration rate and increase of surface runoff The rate and frequency of precipitation strongly affects surface runoff The decline of the runoff, reduction of latent heat fluxes, and enhancement and change of direction of the surface sensitive heat fluxes to the atmosphere caused by absence of precipitation is one of important features of the land surface processes

3) Study on effects of land surface heterogeneities on the heat, moisture and simulated rainfall within regional climate model Using Regional Climate Model (RegCM) coupled with BATS, we have calculated the surface sensitive heat and latent heat fluxes, and simulated rainfall in the period of June−October 1996 over middle of Vietnam and adjacent regions Three experiments are carried out: PA−0 (heterogeneity

of the land surface is not treated), PA−1 vµ PA−2 The results showed that, the distribution of the surface sensitive heat, latent heat fluxes as well as simulated rainfall are changed strongly when the heterogeneity of surface are treated Over the most of interested regions, the sensitive heat and latent heat fluxes obtained in the PA−1 experiment are larger than in the PA−2 experiment with differences range from 0−10% These differences can reach to 40% in the Bien Ho and Hai Nam areas depend on the time in the year When the surface heterogeneity is included, the simulated rainfall over the middle of Vietnam is increased significantly in comparison with the case that the land surface heterogeneity is not treated during the period of June−August These

differences can reach to 200−250 mm The simulated rainfall of September and October in the PA−1 and PA−2 experiments tend to decrease in comparison with PA−0, however, over these areas

7 Funding:

Mục lục

Mở đầu 2

Chương 1 Mô hình hoá các quá trình bề mặt trong mô hình khí hậu 5

1.1 Vai trò của các quá trình bề mặt đất trong mô hình hoá hệ thống khí hậu 5

1.1.1 Vài nét về mô hình trao đổi bề mặt 5

1.1.2 Mô hình trao đổi bề mặt trong mô hình hệ thống khí hậu 6

1.1.3 Quan hệ giữa các quá trình khác nhau trong hệ thống khí hậu 8

1.1.4 Cấu trúc cơ bản của mô hình trao đổi bề mặt 18

1.2 Sơ lược về cách tiếp cận mô hình hoá 18

1.2.1 Những mô hình đơn giản đầu tiên 18

1.2.2 Hiện trạng các mô hình trao đổi bề mặt 20

1.3 ảnh hưởng của tính bất đồng nhất bề mặt 30

1.3.1 Vấn đề biểu diễn tính bất đồng nhất bề mặt 31

1.3.2 ảnh hưởng trực tiếp của tính bất đồng nhất bề mặt 32

1.3.3 ảnh hưởng gián tiếp của tính bất đồng nhất bề mặt 34

Chương 2 Mô tả mô hình tính các dòng trao đổi giữa bề mặt và khí quyển 37

2.1 Mở đầu 37

2.2 Phân loại bề mặt 38

2.3 Tính albedo bề mặt 41

2.4 Tính nhiệt độ đất 43

2.5 Tính độ ẩm đất và lớp phủ tuyết trong điều kiện không có lớp phủ thực vật 43

2.5.1 Giáng thủy (mưa và tuyết rơi) 44

2.5.2 Nguồn ẩm của đất 44

2.5.3 Nước rò rỉ và thấm xuống bể nước ngầm 44

2.5.4 Sự bốc hơi 45

2.5.5 Dòng chảy mặt 45

2.5.6 Lớp phủ tuyết 45

2.6 Hệ số cản và các dòng trên đất trống 46

2.7 Các quá trình và dòng năng lượng đối với thực vật 47

2.7.1 Tham số hóa các biến của lá cây 47

2.7.2 Sự tích lũy giáng thủy và sương bị chặn giữ của thực vật 47

2.7.3 Các dòng từ tán lá 48

2.7.4 Kháng trở khí khổng 48

2.7.5 Kháng trở rễ 49

2.7.6 Cân bằng năng lượng của tán thực vật và đất 49

2.7.7 Nhiệt độ lá 49

2.7.8 Các dòng năng lượng từ đất không có lớp phủ thực vật 50

2.7.9 Độ ẩm đất khi có lớp phủ thực vật 50

Chương 3 Kết quả tính toán và nhận xét 51

3.1 Số liệu 51

3.2 Khảo sát mức độ bất đồng nhất bề mặt trên khu vực nghiên cứu 52

3.3 Vai trò của các loại bề mặt khác nhau đối với các dòng năng lượng nhiệt ẩm 53

3.3.1 ảnh hưởng của các loại bề mặt đến các dòng trao đổi nhiệt ẩm 55

3.3.2 Vai trò của tác động từ khí quyển đến các dòng trao đổi nhiệt ẩm từ bề mặt 55

3.4 Tác động của tính bất đồng nhất bề mặt đến sự phân bố các dòng trao đổi năng lượng đất ư khí quyển khu vực miền Trung Việt Nam và vùng phụ cận 58

Kết luận và kiến nghị 62

Tài liệu tham khảo 64

Phụ lục 66

Mở đầu

Trên quan điểm vật lý, hệ thống khí hậu bao gồm 5 thành phần cơ bản (5 hệ con)

là khí quyển, thủy quyển, băng quyển, sinh quyển và thạch quyển [5] Sự tương tác giữa các thành phần này của hệ thống khí hậu đã được nghiên cứu trong nhiều năm qua Tuy nhiên, chỉ những năm gần đây các mô hình toán học mới được nghiên cứu xây dựng để mô tả hệ thống khí hậu (từ đây gọi là các mô hình hệ thống khí hậu (Climate System Models – CSMs)) như một tổng thể sao cho các cơ chế hồi tiếp (feedback) có thể được nhận biết và định lượng hoá Trọng tâm của việc mô hình hoá

hệ thống khí hậu là những quá trình trao đổi xuất hiện tại bề mặt trái đất Những quá trình trao đổi này đóng vai trò cơ bản trong sự tương tác giữa khí quyển, sinh quyển và thuỷ quyển, và quyết định các nguồn (budget) năng lượng cũng như sự phân bố của các hợp phần hoá học quan trọng

Trong hệ thống khí hậu, bề mặt trái đất đóng vai trò phân bố lại năng lượng bức xạ mặt trời mà nó hấp thụ được Bề mặt hấp thụ năng lượng bức xạ mặt trời và trả lại cho hệ thống khí hậu các dòng phát xạ sóng dài và các dòng phi bức xạ Các dòng năng lượng phi bức xạ bao gồm ẩn nhiệt, hiển nhiệt, dòng nhiệt truyền xuống lớp đất sâu, năng lượng nhiệt dành cho quá trình chuyển pha của nước và những phản ứng sinh hoá xảy ra tại bề mặt [4, 10, 15]

Sự tương tác giữa bề mặt trái đất và khí quyển diễn ra trong mọi quy mô không gian và thời gian Bề mặt trái đất bao gồm hai thành phần chính là lớp phủ thực vật và lớp phủ thổ nhưỡng (đất) Bề mặt chịu tác động của khí quyển thông qua sự tương tác với lớp phủ thực vật Lớp đất phía dưới đóng vai trò tích trữ vật chất Xét về độ lớn của các dòng nhiệt phi bức xạ, thông lượng nhiệt truyền xuống các lớp đất sâu chiếm khoảng 10% và năng lượng giành cho các phản ứng sinh hoá chiếm dưới 1% lượng năng lượng do bề mặt hấp thụ Như vậy, bề mặt sẽ đóng vai trò trực tiếp cung cấp năng lượng cho khí quyển thông qua các dòng ẩm và nhiệt rối Các dòng năng lượng ẩn nhiệt, hiển nhiệt truyền từ bề mặt liên quan trực tiếp đến trạng thái nhiệt, ẩm và phân tầng của khí quyển Bề mặt cung cấp nhiệt, ẩm cho khí quyển và góp phần vào quá trình hình thành, phát triển mây và giáng thuỷ Sự phát triển của mây và giáng thuỷ lại quan hệ chặt chẽ với khả năng truyền bức xạ mặt trời trong khí quyển và gián tiếp liên quan tới các cơ chế động lực khác đối với những chuyển động trong khí quyển từ quy mô vi mô, quy mô vừa cho đến quy mô lớn

Khả năng phân bố lại năng lượng của bề mặt phụ thuộc vào loại bề mặt đệm (land use) và trạng thái thuỷ văn của nó Đối với vùng đất khô và trống (không có thực vật), năng lượng mặt trời chủ yếu dùng để đốt nóng bề mặt Khi đó các dòng nhiệt rối (hiển nhiệt) và dòng nhiệt truyền xuống lớp đất phía dưới là lớn và hầu như không xảy ra bốc hơi tại bề mặt Ngược lại, đối với bề mặt ướt (sau khi mưa, hoặc đất nông nghiệp sau khi tưới), năng lượng hầu như được sử dụng cho quá trình bốc thoát hơi của bề mặt Trong trường hợp này dòng hiển nhiệt và dòng nhiệt truyền xuống đất sâu thường nhỏ hơn nhiều so với dòng ẩn nhiệt Đối với bề mặt có thực vật bao phủ dày, nước trong lớp

đất rễ được hút bởi rễ cây trong quá trình thoát hơi của thực vật Vì vậy, trong điều

kiện mặt đất ít được cung cấp nước thì khả năng bốc thoát hơi của bề mặt vẫn lớn nếu trong đất có đủ lượng nước cùng các điều kiện thời tiết thích hợp cho việc thoát hơi của thực vật Với loại bề mặt thành phố, loại bề mặt gần như không thấm, sẽ hạn chế việc bốc hơi của nước trong đất Khi bị đốt nóng mạnh, vùng nội thành có điều kiện gần giống với vùng đất khô và trống

Trong các mô hình mô phỏng khí quyển và hệ thống khí hậu hiện nay, bề mặt

đóng vai trò cung cấp điều kiện biên dưới cho mô hình khí quyển, bao gồm thông lượng ẩn nhiệt, hiển nhiệt và động lượng Theo truyền thống, những quá trình trao đổi tại bề mặt trái đất được mô hình hoá trong các sơ đồ được thiết kế để mô tả các nguồn năng lượng, nước và động lượng bề mặt đất và sự trao đổi động lượng, năng lượng và

ẩm giữa khí quyển ư đại dương (băng) Những sơ đồ này được gọi là các mô hình trao

đổi bề mặt ư ESEMs (Earth Surface Exchange Models) Các sơ đồ này mô tả sự trao

đổi giữa bề mặt đất và khí quyển nên người ta còn gọi đó là các mô hình bề mặt đất hay đơn giản hơn là mô hình đất (SoilưVegetationưAtmosphere Transfers (SVAT)).Các sơ đồ SVAT đã được phát triển rất sớm, từ sơ đồ đấtưthuỷ văn đơn giản ban đầu của Budyko (1963), Manabe (1969) đến các sơ đồ tán lá lớn (bigưleaf) phức tạp hơn của Deardroff (1978) [1, 2, 4, 10], và chúng liên tục được nghiên cứu cải tiến Gần đây hơn, người ta thường sử dụng hai sơ đồ là BATS (Biosphere Atmosphere Transfer Scheme) của Dickinson [6,7] và SiB (Simple Biosphere) của Sellers [18,19] Hai sơ đồ này là những mô hình đầu tiên đưa vào hầu hết các quá trình xảy ra tại bề mặt áp dụng cho mô hình khí hậu Số liệu đầu vào cho SVAT là sản phẩm từ mô hình khí quyển (Atmospheric Model ư AM) tại mực thấp nhất của mô hình, gồm bức xạ, giáng thuỷ, các thành phần vectơ gió, nhiệt độ và độ ẩm sát bề mặt Ngoài ra, các tham số bề mặt cũng cần được cung cấp cho SVAT như loại bề mặt đệm và các tính chất vật lý tương ứng đặc trưng cho chúng

Trong các mô hình khí hậu hiện nay, như mô hình hoàn lưu chung khí quyển (General Circulation Model ư GCM), mô hình khí hậu toàn cầu (Global Climate Model

ư GCM, chú ý rằng GCM có thể được dùng để chỉ cả mô hình hoàn lưu chung và mô hình khí hậu toàn cầu, nhưng hiện nay người ta thường ám chỉ mô hình khí hậu toàn cầu hơn là mô hình hoàn lưu chung nếu không chú thích gì thêm) như CCM (Climate Community Model), các mô hình thời tiết, khí hậu khu vực hạn chế (Limitted Area Model ư LAM) với độ phân giải cao, kích thước không gian của ô lưới tính cho phép từ

100km đến 103km Thông thường, số liệu phân loại bề mặt được điều tra khảo sát, hoặc nhận được từ ảnh vệ tinh, bao gồm hai tham số cơ bản là loại bề mặt và tỷ lệ diện tích chiếm của từng loại bề mặt trên một vùng nào đó Tuy nhiên, trong các mô hình khí hậu, mỗi ô lưới của mô hình chỉ được phép biểu diễn duy nhất một loại bề mặt Điều

đó dẫn đến việc, dù trong phạm vi từng ô lưới có thể tồn tại nhiều hơn một loại bề mặt, chúng vẫn phải được gán cho một loại bề mặt Loại bề mặt được gán cho các ô lưới của mô hình thường được chọn là loại bề mặt có tỷ lệ diện tích phủ lớn nhất trong ô lưới ư

loại bề mặt thống trị Và như vậy, vấn đề nảy sinh ở đây là, thực chất tồn tại sự bất

đồng nhất bề mặt trong từng ô lưới mô hình nhưng chúng ta đã đồng nhất hóa chúng,

do đó các dòng trao đổi giữa bề mặt ô lưới mô hình (có loại bề mặt được gán) và khí quyển sẽ không phản ánh đúng trạng thái thực của chúng Việc xử lý tính bất đồng

nhất bề mặt này là một trong những vấn đề hiện nay đang được nhiều nhà nghiên cứu quan tâm

Khu vực miền Trung và vùng phụ cận có đặc điểm địa hình và điều kiện mặt đệm khá phức tạp Với vị trí nằm kề sát biển và hầu hết diện tích là đồi núi, chắc chắn sẽ xảy ra sự bất đồng nhất bề mặt trong phạm vi ô lưới khi sử dụng các mô hình khí hậu khu vực với độ phân giải hiện nay khoảng vài chục km Đề tài này được đặt ra như là bước khởi đầu cho việc nghiên cứu ứng dụng các mô hình số vào mô phỏng và dự báo khí hậu Việt Nam, trong đó nhấn mạnh vai trò của các quá trình bề mặt đất

Cũng cần nói thêm rằng, tính bất đồng nhất bề mặt có thể được xem xét trên nhiều khía cạnh khác nhau, như bất đồng nhất về lớp phủ thực vật, bất đồng nhất địa hình (độ cao), bất đồng nhất về kết cấu đất,… Trong phạm vi đề tài này chúng tôi chỉ

Nội dung báo cáo đề tài được bố cục trong ba chương, phần kết luận và một số phụ lục

Chương 1 Mô hình hoá các quá trình bề mặt trong mô hình khí hậu Chương này trình bày về vai trò của các quá trình bề mặt đất trong mô hình hoá hệ thống khí hậu, cách tiếp cận mô hình hóa, ảnh hưởng của tính bất đồng nhất bề mặt đến các quá trình trao đổi đất ư khí quyển

Chương 2 Mô tả mô hình tính các dòng trao đổi giữa bề mặt và khí quyển Chương này trình bày cách phân loại bề mặt, các phương pháp tính albedo bề mặt, nhiệt độ đất, độ ẩm đất và lớp phủ tuyết trong điều kiện không có lớp phủ thực vật, hệ

số cản và các dòng trên đất trống, các quá trình và dòng năng lượng đối với thực vật.Chương 3 Kết quả tính toán và nhận xét Sau khi nêu các nguồn số liệu và phương pháp xử lý, ở đây trình bày những kết quả khảo sát mức độ bất đồng nhất bề mặt, vai trò của các loại bề mặt khác nhau đối với các dòng năng lượng, nhiệt, ẩm, ảnh hưởng của các loại bề mặt đến các dòng trao đổi nhiệt ẩm, vai trò của tác động từ khí quyển đến các dòng trao đổi nhiệt ẩm từ bề mặt, cũng như tác động của tính bất đồng nhất bề mặt đến sự phân bố các dòng trao đổi năng lượng đấtưkhí quyển trên khu vực nghiên cứu

Chương 1 Mô hình hoá các quá trình bề mặt

trong mô hình khí hậu

1.1 Vai trò của các quá trình bề mặt đất trong mô hình hoá

hệ thống khí hậu

1.1.1 Vài nét về mô hình trao đổi bề mặt

Vấn đề cơ bản của tương tác đấtưkhí quyển (landưatmosphere interaction) là sự trao đổi ẩm và năng lượng giữa hai thành phần này Về mặt lịch sử, nhiều khía cạnh quan trọng của quá trình tương tác này đã được xem xét đến trong các lĩnh vực liên quan với vi khí tượng, khí tượng nông nghiệp, khí tượng rừng, lớp biên hành tinh, và thủy văn Gần đây hơn, tương tác đất ư khí quyển cũng đã được ghi nhận là vấn đề quan trọng trong việc nghiên cứu chu trình sinh địa hóa, khí hậu, khí tượng qui mô vừa,

và dự báo thời tiết bằng phương pháp số trị Trên thực tế, bề mặt đất được xem là thành phần cơ bản của hệ thống khí hậu từ khi bắt đầu Chương trình Nghiên cứu Khí hậu Toàn cầu (World Climate Research Programme ư WCRP), và nó đã được đưa vào mô hình hoàn lưu chung (General Circulation Model ư GCM) dưới dạng khá đơn giản.Các dòng ẩm và nhiệt từ bề mặt đất đóng vai trò quyết định sự phân bố của nhiệt

độ, hơi nước, giáng thủy, các tính chất của mây, và do đó cả dòng bức xạ từ khí quyển phía trên đi xuống tại bề mặt Việc kết hợp giữa các thành phần đất và khí quyển trong các mô hình nói chung phụ thuộc vào sự thiết lập các biểu thức biểu diễn các quá trình tương tác xảy ra giữa chúng Đây cũng là một trong những vấn đề hiện nay đang được nghiên cứu So với bề mặt đại dương, phạm vi biến thiên của điều kiện ẩm và nhiệt độ trên bề mặt đất rất lớn, từ những vùng đất khô cằn đến các vùng khí hậu ẩm ướt, từ khí hậu nhiệt đới đến khí hậu cực Trên bề mặt đất, nhiệt dung nhỏ, khả năng tích lũy nước hạn chế, dẫn đến sự biến động ngày đêm của điều kiện nhiệt, ẩm mạnh hơn rất nhiều

so với trên bề mặt đại dương, và tạo ra những tác động trực tiếp hơn đến sự biến đổi năng lượng và ẩm đi vào khí quyển, gây nên sự biến đổi các tính chất của mây và giáng thủy Khả năng hạn chế đối với việc tích lũy nhiệt và nước kết hợp với bản chất bất

đồng nhất của đất phía dưới, của lớp phủ thực vật cũng như độ nghiêng địa hình đã hàm chứa sự bất đồng nhất lớn trong các dòng hiển nhiệt và ẩn nhiệt từ bề mặt đất Tuy nhiên, sự khác biệt giữa các dòng này so với các dòng từ những bề mặt được xem là

đồng nhất ra sao, chúng có thể chi phối hoàn lưu qui mô vừa, tác động đến những điều kiện qui mô lớn như thế nào,… là những vấn đề cốt yếu mà hiện nay đang được tập trung nghiên cứu

Đầu vào cho các mô hình khí quyển từ các mô hình bề mặt đất biến thiên trên các qui mô không gian từ hàng chục đến hàng trăm km Trong khi còn rất nhiều, nếu không nói tất cả, các quá trình bề mặt đất xác định những đầu vào này về cơ bản xảy ra trên qui mô không gian nhỏ hơn, từ qui mô không gian lá đến cánh đồng hoặc tối đa là cảnh quan khu vực Những sơ đồ tham số hóa bề mặt đất đầu tiên trong các mô hình khí hậu và mô hình qui mô vừa chấp nhận giả thiết đồng nhất của bề mặt đất trên qui mô diện tích lưới mô hình, hoặc với một dạng bề mặt giả thiết cụ thể nào đó, hoặc lấy trung bình trên các dạng bề mặt thực tế Những sơ đồ tham số hóa gần đây đã đưa vào

một vài khía cạnh của tính bất đồng nhất và đi sâu nghiên cứu những nguyên nhân gây

ra sự khác biệt giữa các kết quả thu nhận được do tính đến các hiệu ứng bất đồng nhất khác nhau Một số tác giả đã đề xuất biểu diễn bề mặt đất bên trong mô hình dưới dạng khảm (mosaic) các bề mặt đồng nhất, mỗi một loại là một phần nào đó của tổng diện tích ô lưới Các biến dự báo, như độ ẩm đất và nhiệt độ đất, khi đó được tính riêng biệt cho mỗi miền con này Một số nghiên cứu khác lại nhấn mạnh tầm quan trọng của sự biến động không gian của giáng thủy và độ ẩm đất và đã đề xuất các sơ đồ tham số hóa thống kê

1.1.2 Mô hình trao đổi bề mặt trong mô hình hệ thống khí hậu

Hình 1.1 minh hoạ cấu trúc khả dĩ của một mô hình hệ thống khí hậu (đã đơn giản hoá) và vai trò giao diện của các mô hình trao đổi bề mặt trong đó Qua đó có thể thấy, khí quyển tương tác với bề mặt đất thông qua sự trao đổi động lượng, năng lượng, nước và các hợp phần hoá học khác Bề mặt làm tiêu hao động lượng đối với hoàn lưu khí quyển do sức cản bề mặt cũng như làm tiêu hao nguồn nước thông qua bốc hơi trên

đất và đặc biệt là trên biển Sự trao đổi bức xạ, hiển nhiệt và hơi nước giữa bề mặt ư khí quyển đóng vai trò cơ bản trong việc hình thành và duy trì hoàn lưu khí quyển trên nhiều qui mô không gian khác nhau, từ qui mô vừa của gió đất ư biển (sea-breeze) đến qui mô toàn cầu của hoàn lưu Hadley Hơn nữa, những tác động của bề mặt làm ảnh hưởng đáng kể đến khí hậu cả trên qui mô lớn, qui mô vùng và địa phương (Giorgi & Mearns, 1991 [11]) Tương tự, ứng suất gió và các dòng năng lượng và nước bề mặt trên đại dương là cơ chế tác động chính tạo ra hoàn lưu biển khu vực và toàn cầu (Niiler 1992, [10])

Hình 1.1 Sơ đồ biểu diễn một dạng đơn giản có thể của mô hình hệ thống khí hậu (CSM) trong

đó ESEMs đóng vai trò giao diện giữa các thành phần

Theo truyền thống, trên đất liền, các mô hình trao đổi bề mặt được xem như là công cụ để tính các dòng động lượng, năng lượng và nước bề mặt cho các mô hình khí quyển (AM) khi cho trước tập các tham số biểu thị tính chất bề mặt đất Tuy nhiên, trong các mô hình hệ thống khí hậu hiện nay, mô hình trao đổi bề mặt đóng vai trò giao diện, kết nối những tác động qua lại giữa các mô hình khí quyển, sinh quyển và thủy văn bề mặt Để tính được các dòng bề mặt, mô hình trao đổi bề mặt đòi hỏi phải

được cung cấp một số biến bề mặt, như lớp phủ thực vật và các tính chất của nó Trong một số mô hình hiện nay, các biến này được cho dưới dạng tập các số liệu đầu vào Tuy nhiên, trong những mô hình kết hợp như trên hình 1.1 giá trị các biến này được tạo thành trong sự tương tác lẫn nhau giữa các mô hình hệ sinh thái, mà đến lượt mình các mô hình này sử dụng các biến khí hậu và nguồn nước bề mặt tạo nên bởi mô hình trao

đổi bề mặt để mô phỏng động lực học hệ sinh thái

Hình 1.2 là một minh họa cho vai trò giao diện của mô hình trao đổi bề mặt trong mô hình hệ thống khí hậu Mô hình khí quyển cung cấp gió, áp suất, nhiệt độ, độ ẩm tại mực thấp nhất của mô hình, bức xạ mặt trời và phát xạ sóng dài từ khí quyển từ sơ

đồ tham số hoá bức xạ, các hệ số trao đổi nhiệt, ẩm từ sơ đồ tham số hoá rối bề mặt và giáng thủy cho mô hình bề mặt đất Kết quả tính toán của mô hình đất sẽ trả lại cho mô hình khí quyển các dòng hiển nhiệt, ẩn nhiệt, nước (bốc hơi),…, và lượng nước dư thừa biến thành dòng chảy mặt Sự kết hợp nước trong khí quyển và nước tại bề mặt về cơ bản xảy ra thông qua sự phân chia giáng thuỷ thành bốc hơi, dòng chảy và nước thấm xuống đất sâu Các mô hình khí hậu hiện nay nói chung tính dòng chảy như là phần còn lại của lượng giáng thuỷ sau khi đã bốc thoát hơi và cán cân nước của lớp đât sâu vài mét tính từ bề mặt Tuy nhiên trong thực tế, giáng thuỷ, bốc hơi, ẩm đất và dòng chảy tác động lẫn nhau rất phức tạp, phụ thuộc vào dạng địa hình, tính chất đất và tương tác với các lớp nước dưới sâu (Freeze 1978, Dooge 1986 [23]) Do đó cần phải

có các mô hình thuỷ văn để có thể tính được những hiệu ứng đó khi xác định dòng chảy hữu hiệu và sự trao đổi nước với đất dưới sâu Các mô hình trao đổi bề mặt có thể

đóng vai trò giao diện giữa các mô hình thuỷ văn và các mô hình hệ thống khí hậu bằng cách tính nguồn nước của lớp đất bề mặt, nơi các quá trình sinh lý xảy ra (tức sự bốc thoát hơi) và cung cấp nguồn này như là điều kiện biên cho modul thuỷ văn

Hình 1.2 Vai trò giao diện của mô hình đất trong mô hình hệ thống khí hậu

Cuối cùng, các mô hình trao đổi bề mặt còn có vai trò quan trọng trong mô hình

hoá vận chuyển các chất hoá học trong khí quyển, vì các nguồn vận chuyển thẳng đứng

trong lớp khí quyển dưới thấp và các quá trình lắng đọng khô liên quan chặt chẽ với

hiệu ứng của sự trao đổi giữa bề mặt ư khí quyển và các tính chất của bề mặt

1.1.3 Quan hệ giữa các quá trình khác nhau trong hệ thống khí hậu

1.1.3.1 Các quá trình bề mặt và thành phần khí quyển

Từ quan điểm mô hình hoá khí quyển, vai trò cơ bản của mô hình trao đổi bề mặt

là mô tả sự trao đổi động lượng, năng lượng, nước và có thể cả các thành phần hoá học,

giữa khí quyển và bề mặt trái đất Các phương trình cơ bản của AM biểu diễn sự bảo

toàn động lượng, năng lượng, khối lượng và hơi nước có thể được viết dưới dạng tổng

quát sau:

V , V V ,

F g V 2

p dt

dt

dp 1 dt

q , V q , H q

F F

S dt

, Vv

là vectơ gió với các thành phần vĩ hướng (hướng x), kinh hướng (hướng y) và phương thẳng đứng (hướng z) tương ứng được cho bởi u, v và w, p

là áp suất, ρ là mật độ khôg khí, T là nhiệt độ, q là tỷ số xáo trộn hơi nước, t là thời

gian, Ω là vectơ vận tốc quay của trái đất, g là gia tốc trọng trường, cp là nhiệt dung

riêng đẳng áp của không khí và R là hằng số khí của không khí Trong các phương

trình (1.1.1)ư( 1.1.5) FHvà Fvtương ứng biểu thị các số hạng khuếch tán rối ngang và

thẳng đứng, Q là đốt nóng phi đoạn nhiệt và Sq nguồn ẩm được cấp hoặc tiêu hao

Đây là tập hợp 7 phương trình vi phân với 7 ẩn u, v, w, ρ, T, p và q, chúng có thể

được làm đơn giản hoá tuỳ thuộc vào qui mô chuyển động được xem xét và có thể được

viết trong các hệ toạ độ khác nhau Chẳng hạn trong mô hình hoàn lưu chung khí

quyển (GCM), việc phân tích qui mô sẽ làm giảm bớt phương trình thành phần thẳng

đứng của gió đối với cân bằng thuỷ tĩnh và các phương trình (1.1.1)ư( 1.1.5) thường

được viết trong hệ toạ độ thẳng đứng σ=p/ps, trong đó ps là áp suất bề mặt Ngoài ra, có

thể đưa thêm các phương trình liên tục khác vào hệ (1.1.1)ư( 1.1.5) đối với các thành

phần hoá học:

χ χ

F

S dt d

(1.1.6)

trong đó χ là tỷ số xáo trộn của thành phần hóa học nào đó, Sχ là nguồn cấp hoặc tiêu

hao của thành phần hóa học được xét Tập hợp các phương trình (1.1.1)ư( 1.1.6) thông

thường được tích phân số trên lưới ba chiều tương đương mà khoảng cách giữa các

điểm lưới ngang của chúng (kích thước ô lưới) từ đây sẽ gọi là ∆x Đối với các mô hình

khí hậu toàn cầu, ∆x có bậc khoảng vài trăm km, trong khi đối với các mô hình khí hậu

khu vực ∆x biến thiên trong khoảng vài chục km ở đây ta sẽ không đi vào chi tiết về

việc thiết lập và giải hệ (1.1.1)ư( 1.1.6), mà chỉ nghiên cứu các thành phần liên quan

đến các quá trình trao đổi bề mặt

Các quá trình bề mặt đưa hai thành phần đốt nóng phi đoạn nhiệt Q và vận

chuyển thẳng đứng FV vào tập hợp các phương trình AM Thành phần Q bao gồm hai

đóng góp: nhiệt do chuyển pha của nước, tức là sự ngưng kết/bốc hơi của nước mây và

sự đóng băng/tan băng, và nhiệt do truyền nhiệt bức xạ Để tính tốc độ đốt nóng bức

xạ, cần phải có các thông lượng tại bề mặt của cả bức xạ mặt trời và bức xạ nhiệt hồng

ngoại (hay bức xạ sóng dài) Các thông lượng này phụ thuộc vào albedo bề mặt, độ

phát xạ và nhiệt độ lớp trên mặt đất và được tính trong mô hình trao đổi bề mặt

Thành phần FV mô tả sự vận chuyển thẳng đứng của động lượng, hiển nhiệt, hơi

nước và các hợp phần hóa học khác do các xoáy rối có qui mô nhỏ hơn nhiều so với độ

phân giải ngang của mô hình Những xoáy này được hình thành bởi tác động nhiệt và

cơ học tại mặt tiếp xúc bề mặt ư khí quyển, và hiệu quả vận chuyển thẳng đứng của

chúng phụ thuộc vào sự đốt nóng bề mặt cũng như các tính chất cơ học của bề mặt

Các thông lượng tại mặt tiếp xúc khí quyển ư bề mặt là cần thiết trong việc rời rạc hóa

FV theo phương thẳng đứng như là điều kiện biên dưới

Cả các thành phần thông lượng rối và thông lượng bức xạ bề mặt đều phụ thuộc

vào đặc tính của bề mặt mà chúng có thể được cho hoặc như là hàm của không gian

hoặc như là hàm của dạng bề mặt Những loại bề mặt cơ bản là đất trống, thực vật,

tuyết, băng trên đất/biển và nước, và có thể tính đến cả các loại đất, loại thực vật khác

nhau cũng như loại bề mặt thành phố trong từng loại bề mặt tương ứng Điểm lưới của

AM được giả thiết bị phủ bởi một hoặc một tổ hợp các loại bề mặt, mỗi một loại phủ

một phần diện tích ô lưới Chi tiết về việc các mô hình khác nhau xử lý các dạng bề

mặt khác nhau như thế nào cũng như cách tiệm cận để mô tả tính bất đồng nhất bề mặt

sẽ được trình bày sau

1) Các quá trình bức xạ

Bức xạ thuần tại bề mặt R N được cho bởi

) T IR

( ) 1 ( S

trong đó S0 là bức xạ mặt trời đến tại bề mặt, IR dlà bức xạ sóng dài đi xuống tại bề mặt

σB là hằng số StefanưBoltzmann, α là albedo dải rộng của bề mặt, ε là độ phát xạ bề

mặt và T glà nhiệt độ lớp đất bề mặt Trong phương trình (1.1.7), S0 và IR dđược cung

cấp bởi sơ đồ truyền bức xạ của AM khi cho trước profile thẳng đứng của mây và các

hợp phần khí quyển, trong khi đó α, ε và Tglà các đại lượng được tính trong mô hình

trao đổi bề mặt

Nói chung, albedo và độ phát xạ hoặc được cho trong mô hình trao đổi bề mặt như là hàm của các tính chất bề mặt hoặc được định rõ theo không gian từ các tập số liệu quan trắc (chẳng hạn từ số liệu viễn thám) Trong trường hợp này, chúng có thể

được xem như là các tham số đầu vào cho mô hình trao đổi bề mặt Albedo dải rộng của thực vật nói chung biến thiên trong khoảng 0.1ư0.3 Tuy nhiên, albedo phổ của thực vật phụ thuộc rõ rệt vào bước sóng, vì chất diệp lục hấp thụ mạnh nhất ở những bước sóng nhìn thấy (hình 1.3) Hơn nữa, năng suất phản xạ của toàn bộ tán cây phụ thuộc vào mật độ lá, dạng hình học và hướng của vòm tán Một số sơ đồ bề mặt lại tính albedo của tán dựa trên các mô hình truyền bức xạ bên trong tán Albedo của đất cũng biểu thị tính chất phụ thuộc phổ đáng kể và phạm vi biến thiên của chúng nằm trong khoảng 0.1ư0.4, phụ thuộc vào thành phần khoáng chất và độ ẩm ướt của đất Albedo

sẽ tăng một cách đột ngột khi có mặt của tuyến và băng (lên tới 0.8) Trong các mô hình trao đổi bề mặt, độ phát xạ bề mặt thường được giả thiết bằng 1, mặc dù trên thực

tế độ phát xạ của bề mặt tán cây có thể nhỏ hơn 1 (nằm trong khoảng 0.95ư0.98) và đối với một số loại đất độ phát xạ có thể nhỏ hơn 0.7

Hình 1.3 Sự phụ thuộc phổ của albedo vào các loại bề mặt khác nhau Giá trị biểu diễn ở phía trên của khung hình là phần trăm tích lũy của bức xạ mặt trời ở những bước sóng ngắn hơn

bước sóng đã chỉ ở phía dưới khung hình

Khi không có lớp phủ thực vật và lớp phủ tuyết/băng, nhiệt độ lớp đất bề mặt nói chung được tính từ phương trình biểu diễn cân bằng giữa thông lượng bức xạ thuần, thông lượng hiển nhiệt rối giữa bề mặt và khí quyển (SH), thông lượng ẩn nhiệt liên quan với bốc hơi bề mặt (LH) và nhiệt trao đổi giữa lớp đất bề mặt và lớp đất dưới sâu (hoặc bể chứa) (DS), tức là

trong đó hạng DS có dạng

ở đây kd là độ khuếch tán hữu hiệu của đất và Td là nhiệt độ bể chứa Các hạng LH và

SH sẽ được mô tả sau Phương trình (1.1.8) là phương trình phi tuyến đối với Tg, với tính chất phi tuyến nằm trong hạng tử làm lạnh bức xạ sóng dài và sự phụ thuộc vào nhiệt độ của áp suất hơi nước bão hòa trong hạng tử bốc hơi (hay ẩn nhiệt) Phương trình (1.1.8) có thể được giải bằng phương pháp số khi sử dụng phép lặp, và trong các sơ đồ cao cấp hơn nó được kết hợp (lồng) với những phương trình tương tự đối với nhiệt độ tán thực vật và đất dưới sâu Khi có lớp phủ tuyết và/hoặc thực vật, các phương

trình cân bằng năng lượng tương tự (1.1.8) có thể được giải đối với nhiệt độ lớp vỏ tuyết và nhiệt độ tán lá Thành phần phát xạ sóng dài bề mặt sau đó được lấy trung bình theo tỷ lệ diện tích đất trống, thực vật và tuyết

2) Các quá trình rối

Lớp khí quyển trong đó xảy ra các quá trình trao đổi rối bề mặtưkhí quyển nói chung được xem như là lớp biên khí quyển (PBL) Độ dày lớp biên có thể biến thiên khá rộng tùy thuộc vào sự đốt nóng bề mặt, từ vài chục mét trong các điều kiện rất ổn

định nhiệt (bị làm lạnh từ phía dưới), đến vài km trong những điều kiện xảy ra đốt nóng bề mặt mạnh

Hiện nay có nhiều mô hình lớp biên, và mặc dù việc mô hình hóa lớp biên không phải là chủ đề được quan tâm ở đây, song để thuận lợi cho việc trình bày các nội dung tiếp theo ta sẽ mô tả một cách ngắn gọn cấu trúc lớp biên Trên hình 1.4 biểu diễn sơ

đồ cấu trúc lớp biên Trong điều kiện phiếm định, cấu trúc của lớp biên khí quyển thể hiện sự khác biệt giữa vùng trong và vùng ngoài ở vùng ngoài, các dòng trao đổi gần như không phụ thuộc vào tính chất của bề mặt bên dưới và chủ yếu được xác định bởi lực gradient áp suất và lực Coriolis Ngược lại, ở vùng trong (còn được gọi là lớp bề mặt), chúng chịu tác động mạnh mẽ bởi tính chất của bề mặt Trong những điều kiện bất ổn định mạnh, ảnh hưởng của thành phần (hạng tử) khí áp và Coriolis là nhỏ và vùng ngoài bị chi phối bởi rối đối lưu nhiệt đặc trưng bởi các xoáy mà chúng có thể mở rộng khắp toàn bộ độ dày lớp biên Trong những điều kiện như vậy, vùng ngoài có thể

được xem là lớp xáo trộn hay lớp đối lưu tự do Lớp gần bề mặt có thể được xác định như là vùng rối hoàn toàn trong đó các thông lượng thẳng đứng về cơ bản không biến

đổi và bằng giá trị của chúng tại bề mặt Trong các vùng phía dưới lớp gần bề mặt,

được gọi là lớp động lực (hay lớp hoạt động), ảnh hưởng của sự phân tầng mật độ là nhỏ, và tốc độ gió, nhiệt độ và hơi nước nói chung tuân theo profile thẳng đứng loga Trong điều kiện phiếm định, lớp hoạt động chiếm toàn bộ lớp gần bề mặt Cuối cùng, ngay lân cận bề mặt (mặt ranh giới hay lớp chuyển tiếp), rối chịu tác động mạnh mẽ bởi cấu trúc gồ ghề của bề mặt, và hiệu ứng nhớt có thể trở nên quan trọng Lớp ranh giới giao diện có thể dày vài cm trên những bề mặt nhẵn (như trên mặt nước trong điều kiện gió yếu) hoặc có thể chiếm toàn bộ lớp tán cây trên những bề mặt phủ thực vật

Hình 1.4 Sơ đồ biểu diễn lớp biên khí quyển

Vận chuyển rối thẳng đứng bên trong lớp biên xảy ra ở những qui mô không giải

được trong điều kiện bước lưới của các mô hình khí hậu toàn cầu và mô hình khu vực

hiện nay Do đó, để tham số hóa vận chuyển xoáy, thông thường người ta sử dụng cái

gọi là phép phân ly Reynolds, tức là tách biến mô hình φ thành hai thành phần: trung

bình ô lưới φ và nhiễu động rối φ′ sao cho

= φ′

ω′

+ φ ω′

+ φ′

ω + φ ω

=

Hạng thứ nhất trong vế phải của phương trình (11) biểu diễn sự vận chuyển do

chuyển động ở qui mô có thể giải được (qui mô lưới mô hình), và được mô tả ở vế trái

của các phương trình (1.1.1)ư( 1.1.6) Hạng thứ hai trong phương trình (1.1.11) biểu

diễn sự vận chuyển bởi các xoáy rối qui mô dưới lưới Do đó thành phần vận chuyển

xoáy thẳng đứng FV có thể được biểu diễn:

=

Cho đến nay đã có một vài sơ đồ tham số hóa thông lượng xoáy thẳng đứng khác

nhau được xây dựng và phát triển, nhưng thông thường và đơn giản nhất là biểu diễn

thông lượng xoáy qua các thành phần gradient thẳng đứng của các đại lượng trung

trong đó ke là hệ số khuếch tán xoáy, tương tự như hệ số khuếch tán phân tử trong định

luật Fick Phương trình (1.1.13) thường được xem là “gần đúng bậc nhất” để biểu diễn

thông lượng rối, bằng cách đó các thông lượng rối được biểu diễn qua các thành phần

giá trị trung bình ô lưới Ngoài cách biểu diễn trên, hiện nay người ta còn phát triển các

phương trình dạng hiện đối với các thông lượng rối trong các mô hình “gần đúng bậc

hai”

Bất chấp việc vận chuyển xoáy thẳng đứng trong lớp biên được xử lý như thế nào,

việc rời rạc hóa thẳng đứng thành phần FV đòi hỏi phải xác định được các thông lượng

rối tại mặt giao tiếp bề mặtưkhí quyển như là điều kiện biên dưới Những thông lượng

này được cung cấp bởi mô hình trao đổi bề mặt Hơn nữa, một cách gián tiếp, trong đó

mô hình trao đổi bề mặt tác động tới thành phần FV, là trong nhiều sơ đồ tham số hóa

lớp biên, cấu trúc của lớp biên tự nó phụ thuộc vào lực nổi sinh ra bởi dòng hiển nhiệt

bề mặt

Cách xử lý hình thức các thông lượng bề mặt trong các mô hình khí hậu là hầu

hết dựa trên cơ sở lý thuyết tương tự, sử dụng phép phân tích thứ nguyên để biểu diễn

các thông lượng dưới dạng các đại lượng vô thứ nguyên Mối quan hệ hàm không thứ

nguyên giữa các đại lượng khác nhau, về cơ bản, sau đó nhận được từ quan trắc Cách

tiếp cận này lần đầu tiên được Prandtl (1932) áp dụng vào khí tượng và gần đây hơn

được phát triển bởi Monin và Yaglom (1971) [10] Để đơn giản ta giả thiết dòng xuất

hiện chỉ theo hướng của thành phần u, và u biến thiên theo độ cao z từ bề mặt, khi đó,

trong điều kiện phiếm định, tốc độ trung bình của dòng phẳng song song tăng theo

phương thẳng đứng, du/dz là dấu hiệu của dòng động lượng đi xuống và giảm xuống

τ0 tại bề mặt ứng suất bề mặt, mật độ chất lỏng, gradient dòng trung bình và khoảng

cách từ bề mặt có thể được kết hợp để xác định tham số vô thứ nguyên k

dz/udz

ρ/

τ0 1/2

= (1.1.14) hoặc thông thường hơn,

dz/udz

trong đó u* là tốc độ ma sát, được cho bởi

( ) ( )1 / 2

0 2 / 1

Nhiều chứng cứ quan trắc chỉ ra rằng, trong lớp biên phiếm định k (hằng số

Karman) gần như bất biến với giá trị khoảng 0.4 Việc tích phân phương trình (1.1.15)

sẽ cho ta profile logarit:

u

trong đó hằng số tích phân z0 là độ cao gồ ghề, và d0 là độ cao dịch chuyển Hằng số d0

được đưa vào để làm cho profile này phù hợp tốt hơn với số liệu thực nghiệm Phương

trình (1.1.17) mô tả profile gió trong lớp biên phiếm định, hoặc theo hình 1.4 là trong

lớp hoạt động Tham số thực nghiệm z0 có thể được hiểu như là độ cao tại đó profile

logarit cắt trục tọa độ và về bản chất nó là thước đo độ nhám cơ học của bề mặt z0

càng lớn gradient càng dốc về phía bề mặt và thông lượng động lượng càng lớn z0 biến

thiên từ nhỏ hơn 1 mm đối với bề mặt nhẵn (ví dụ mặt nước), hoặc khoảng 1 cm đối

với đất trống, đến 1ư2 m đối với bề mặt rừng

Khi kết hợp mô hình trao đổi bề mặt với AM, phương trình (1.1.17) có thể được

sử dụng để tính thông lượng động lượng bề mặt trên cơ sở tốc độ gió mực dưới cùng

của AM Mực này nói chung khoảng vài chục mét tính từ bề mặt, mà trong điều kiện

phiếm định nó nằm trong lớp hoạt động Trong hầu hết các AM thông thường người ta

đưa vào một đại lượng mới là hệ số cản bề mặt phiếm định Cd0 và biểu diễn thông

lượng động lượng bề mặt dưới dạng:

2 a 0

trong đó ua là tốc độ gió tại mực thấp nhất của AM, và từ phương trình (1.1.16) và

(1.1.17) Cd0 được cho bởi

0 0

2 a

2

* 0

z

dzln

ku

uC

,

a a 0 0

trong việc xác định các dòng thẳng đứng Phân tầng ổn định có xu hướng ngăn chặn

vận chuyển xoáy thẳng đứng, trong khi lực nổi liên quan với những điều kiện bất ổn

định nhiệt làm tăng vận chuyển thẳng đứng Trong những điều kiện như vậy, profile

lệch khỏi hàm logarit và người ta đưa biểu thức hiệu chỉnh vô thứ nguyên vào vế phải

của phương trình (1.1.14) để tính đến hiệu ứng của sự ổn định thẳng đứng Cách thông

thường để đưa vào những hiệu chỉnh như vậy trong các AM là biểu diễn chúng dưới

dạng số Richardson bề mặt vô thứ nguyên RiB

2 a

g a a

a B

V

T T T

gz

trong đó za và T a tương ứng là độ cao và nhiệt độ tại mực thấp nhất của AM Về bản

chất số Richardson là độ đo tỷ số của năng lượng rối sinh ra bởi lực nổi và các quá

trình cơ học Nó nhận giá trị dương (âm) trong các điều kiện ổn định (bất ổn định)

Thông thường, để tính đến các hiệu ứng ổn định, hệ số cản phiếm định được nhân với

hàm hiệu chỉnh thực nghiệm f(RiB), sao cho Cd = Cd0f(RiB) thay thế C d0 trong các

phương trình (1.1.20)ư( 1.1.21) f(RiB) lớn hơn 1 và tăng theo độ lớn của Ri Btrong các

điều kiện bất ổn định, nhỏ hơn 1 và giảm theo Ri B trong những điều kiện ổn định Từ

những khảo sát thực nghiệm người ta đã nhận được một vài công thức thực nghiệm

khác nhau của f(Ri B ) Trên hình 1.5 dẫn ra một ví dụ về hệ số cản phụ thuộc vào độ ổn

định khí quyển

Thực hiện việc phân tích vô thứ nguyên tương tự như các phương trình

(1.1.14)ư(1.1.20) đối với thông lượng hiển nhiệt (SH) và ẩn nhiệt (LE) ta có:

trong đó Cdh và Cdq tương ứng là các hệ số cản thực nghiệm của vận chuyển nhiệt và

hơi nước, qa là tỷ số xáo trộn hơi nước tại mực thấp nhất của AM, qs là tỷ số xáo trộn

hơi nước bão hòa tại bề mặt, L là ẩn nhiệt hóa hơi, β là nhân tố ẩm ướt bề mặt (tỷ số

của bốc hơi thực tế và bốc hơi tiềm năng), dùng để đo hiệu suất bốc hơi bề mặt và phụ

thuộc phức tạp vào các quá trình của đất và thực vật, qs(Tg) là hàm phi tuyến của Tg, nó

có thể được biểu diễn bởi công thức

s

s

s p 0 378 e

e 622 0 q

16 273 T a exp 611

a và b là các hằng số, khác nhau đối với nước và băng Hiện nay đã có những biểu thức

biểu diễn gần đúng es dạng đa thức rất chính xác, cho phép thực hiện tính toán hiệu quả

hơn dạng (1.1.26) Khi đã biết các hệ số cản, tham số β và nhiệt độ vỏ bề mặt, các

phương trình (1.1.20ư(1.1.24) cùng với các phương trình năng lượng bề mặt (1.1.7) và

(1.1.8) cho phép khép kín hệ phương trình của AM dưới dạng các biến của mô hình

Chú ý rằng, việc sử dụng các thông lượng rối và bức xạ thuần như là điều kiện biên

dưới cho AM cũng tương tự như việc sử dụng chúng làm điều kiện biên trên cho mô

hình đại dương, bằng cách đó tạo ra sự giao diện giữa các mô hình lồng khí quyển và

đại dương

Hình 1.5 Hệ số cản đối với a) động lượng và b) nhiệt như là hàm của số Richardson tổ hợp và

độ gồ ghề Đường liền nét là tính theo phương pháp lặp; đường đứt quãng là tính theo công

thức giải tích

1.1.3.2 Các quá trình bề mặt và thành phần vận chuyển hóa học

Như đã nói ở trên, các quá trình bề mặt tham gia vào phương trình liên tục đối với

chất χ (cho bởi phương trình (1.1.6)) trong hạng vận chuyển rối và hạng cung cấp/tiêu

tán Sχ Các nguồn hóa chất hầu hết liên quan với các quá trình sinhưhóa, mà trong

khuôn khổ đề tài này việc xử lý nó sẽ không được đề cập đến Một cách hình thức, các

nguồn chất hóa học được đưa vào vế phải của phương trình (1.1.6) dưới dạng các hằng

số hoặc tốc độ sinh ra phụ thuộc thời gian ở đây chúng ta chỉ quan tâm đến quá trình

làm lắng đọng hoặc mất đi các chất hóa học Nói chung, sự mất đi của chất hóa học

(hoặc aerosol) có thể xuất hiện qua hai cơ chế cơ bản, thường gọi là quá trình lắng

đọng khô và quá trình lắng đọng ướt Quá trình lắng đọng ướt xuất hiện khi có giáng

thủy và có thể được tách thành hai quá trình khác biệt, lắng đọng trong mây và lắng

đọng dưới mây Lắng đọng trong mây bao gồm sự kết hợp tạp chất trong mây với

nước/băng của mây và tiếp đó là lắng đọng (rơi xuống) của nước/băng mây do giáng

thủy; lắng đọng dưới mây là sự lắng đọng trực tiếp của tạp chất (aerosol) do giáng

thủy

Lắng đọng khô, liên quan trực tiếp với các quá trình bề mặt, vì nó bao gồm vận

chuyển rối xuống bề mặt và sự hấp thu các chất sau đó Ví dụ, một mô hình hai lớp các

chất khí (hay hạt) lắng đọng khô đã được phát triển bởi Giorgi (1986) [12] Ký hiệu

các chỉ số dưới h, δ và s trong hình 1.4 tương ứng chỉ đỉnh của lớp bề mặt, đỉnh của lớp

giao diện và bề mặt thì thông lượng của các hợp chất khí qua lớp bề mặt được cho bởi

)(

k

trong đó k sllà hệ số vận chuyển rối qua lớp bề mặt Tương tự, thông lượng tại mực δ

được biểu diễn bởi

) (

k

Khi giả thiết rằng thông lượng ở vùng trong của lớp biên là hằng số, có thể kết

hợp các phương trình (1.1.27)ư( 1.1.28) lại để ước lượng χδ sao cho thông lượng trở

thành

)(

k

trong đó kdeplà tốc độ lắng đọng, tương ứng với nghịch đảo kháng trở truyền của hai lớp

1 il

1

sl

1

dep k k

kư = ư + ư Trong phương trình (1.1.29), thông thường χh được cho bởi mô hình

vận chuyển và χs phụ thuộc vào loại bề mặt (bằng 0 nếu bề mặt được xem là một bể

lắng đọng hoàn toàn) Tốc độ lắng đọng phụ thuộc vào độ gồ ghề bề mặt và số

Richardson, và có thể nhận được bằng thực nghiệm từ quan trắc thực địa hoặc có thể

được biểu diễn dưới dạng hệ số cản động lượng và các tham số thực nghiệm đo bằng tỷ

số của động lượng đối với sự truyền tạp chất trong lớp bề mặt và lớp giao diện Đối với

các hạt, việc thiết lập công thức tính tốc độ lắng đọng phức tạp hơn, vì phải tính đến cả

tốc độ lắng trọng trường của hạt

1.1.3.3 Các quá trình bề mặt và thành phần sinh quyển

Trên phương diện sinh học, các biến khí hậu, như giáng thủy, nhiệt độ không khí

bề mặt và bức xạ mặt trời đến, được cho trước như là những tác động đối với các mô

hình hệ sinh thái đất Hiện nay đang tồn tại rất nhiều mô hình hệ sinh thái khác nhau,

tùy thuộc vào các ứng dụng chuyên đề Trong các mô hình đơn giản nhất, phạm vi sự

sống hay dạng sống được gán duy nhất bằng các giá trị cho trước của các tham số khí

hậu Trong các mô hình phức tạp hơn, động lực học rừng được mô tả bởi các quá trình

sinh trưởng, phát triển và chết đi cũng như những hiện tượng ngẫu nhiên (như cháy

rừng) Các mô hình hệ sinh thái cũng mô tả năng suất thực vật, chu trình sinh địa hóa

của các chất dinh dưỡng và động lực học thực vật đối với cả hệ sinh thái tự nhiên và

cây trồng nông nghiệp (Running và Coughlan, 1988 ; Parton và cộng sự, 1990;

Rosenzweig, 1990 [10])

Thành phần thủy văn của các mô hình sinh thái hiện nay, là thành phần cơ bản để

xác định sự phát triển của thực vật qua chu trình nước, thường được tham số hóa rất tốt

(Monteith 1963, 1964) [10, 15], trong đó ước lượng bốc thoát hơi bề mặt ET được cho

bởi

( v S) ( [ a pc)s a]a a

N v

r r r s

r e e c ) D R ( s L

1 ET

+ γ +

ư ρ + +

ư

ở đây ea và es là áp suất hơi nước của không khí và áp suất hơi nước bão hòa, ra và re là

kháng trở lớp biên và kháng trở tán cây, sv là áp suất hơi nước bão hòa tại nhiệt độ của

nhiệt biểu ướt, và γ là hằng số ẩm biểu, bằng cpp/Lεw, trong đó εw là tỷ số trọng lượng

mole đối với nước và không khí Thực chất đây là công thức thực nghiệm liên hệ ET

với các biến khí hậu và thực vật và đã được chứng tỏ là tương đối chính xác đối với

những tác động được lấy trung bình Một vài công thức thực nghiệm có dạng như

(1.1.30) cũng đã được phát triển trong nghiên cứu thành phần nước Trong các mô hình

sinh thái hiện nay, các biến khí hậu được xem như là những tác động bên ngoài, nhận

được hoặc từ quan trắc hoặc từ sản phẩm kết xuất của các mô hình khí quyển

Một vấn đề cơ bản có ảnh hưởng tới sự kết hợp các mô hình khí quyển và sinh

quyển là các mô hình này tính chu trình thủy văn bằng các phương pháp khác nhau

Điều đó có thể dẫn đến những kết quả trái ngược nhau giữa tác động khí hậu và sự

phản ứng lại của thực vật Vấn đề này có thể được khắc phục nếu mô hình trao đổi bề

mặt được sử dụng như giao diện thực giữa các mô hình, bằng cách mô hình trao đổi bề

mặt sẽ tính chu trình thủy văn bề mặt cho hệ sinh thái đã thích ứng với tác động khí

hậu cho trước Chu trình thủy văn này sẽ được chuyển cho mô hình hệ sinh thái, mà mô

hình này sẽ trả về các đặc tính của thực vật bề mặt cần cho mô hình trao đổi bề mặt để

tính các dòng trao đổi giữa khí quyển và bề mặt

1.1.3.4 Các quá trình bề mặt và thành phần thủy văn lục địa

Mô hình hóa thủy văn chủ yếu tập trung vào sự di chuyển nước trong lớp đất gần

bề mặt và các quá trình hình thành dòng chảy ở qui mô lưu vực Điều đó có nghĩa là

phải xác lập các mô hình dòng chảy mặt và sự chuyển động thẳng đứng của nước trong

đất có khả năng tính đến các hiệu ứng của địa hình, đặc tính của đất và các tính chất

của mạng lưới sông suối đến sự tạo thành dòng chảy Các mô hình thủy văn bao gồm từ

những công thức thực nghiệm liên kết những biến thủy văn thích hợp (chẳng hạn dòng

chảy) với các tác động khí hậu thông qua các hàm thích ứng với lưu vực, cho đến

những mô hình vật lý sử dụng lý thuyết tương tự hoặc giải phương trình chuyển động

đối với dòng nước mặt và gần bề mặt bằng phương pháp số

Tương tự như trường hợp lồng các mô hình trao đổi bề mặt và sinh quyển, việc

kết hợp mô hình trao đổi bề mặt và mô hình thủy văn cũng bộc lộ những mâu thuẫn có

thể xảy ra giữa các nguồn nước mặt tính bằng hai loại mô hình này Một phương pháp

khả dĩ để kết hợp mô hình trao đổi bề mặt và các mô hình thủy văn là dùng mô hình

trao đổi bề mặt mô phỏng nguồn nước của lớp đất dày vài mét trên cùng mà ở đó các

quá trình sinh học có liên quan (chẳng hạn tầng rễ) và sử dụng các mô hình thủy văn

chính xác hơn để mô phỏng sự tương tác của lớp đất này với bể nước trong lớp đất sâu

hơn Nói cách khác, sự trao đổi năng lượng và nước có thể được tính bằng mô hình thủy văn để cung cấp điều kiện biên dưới cho lớp đất của mô hình trao đổi bề mặt Các mô hình thủy văn cũng có thể được sử dụng để tính dòng chảy hữu hiệu dựa trên các

đặc tính của đất và lưu vực

1.1.4 Cấu trúc cơ bản của mô hình trao đổi bề mặt

Qua những điều đã trình bày trên đây ta có thể mô tả ngắn gọn cấu trúc cơ bản của mô hình trao đổi bề mặt trên quan điểm xem nó như là giao diện giữa các thành phần khác nhau của mô hình hệ thống khí hậu Từ quan điểm này, chức năng chủ yếu của mô hình trao đổi bề mặt trên đất liền là cung cấp ứng suất bề mặt, các nguồn năng lượng và nước (bao gồm cả sự hình thành và tan tuyết) của một lớp trải từ độ sâu vài mét trong đất đến đỉnh của tán cây khi cho trước các điều kiện biên dưới, biên trên và biên xung quanh

Điều kiện biên dưới là các thông lượng nước và năng lượng tại đáy của lớp đất thuộc mô hình trao đổi bề mặt (được cung cấp bởi mô hình thủy văn) Điều kiện biên trên là các tác động khí hậu được cung cấp bởi AM, thông thường đó là bức xạ mặt trời

và bức xạ hồng ngoại tới, giáng thủy, nhiệt độ không khí gần bề mặt, hàm lượng ẩm, mật độ và tốc độ gió Điều kiện biên xung quanh là các đặc tính của đất và thực vật như cấu trúc và hệ số phản xạ (màu) của đất, độ gồ ghề, albedo, tỷ lệ phủ của thực vật,

độ đo sinh khối (chẳng hạn chỉ số diện tích lá, LAI), tham số bốc thoát hơi β (liên hệ với các đặc tính của đất và thực vật, như kháng trở rễ và kháng trở khí khổng của cây)

và hiệu suất dòng chảy Những điều kiện biên này hoặc có thể được cung cấp bởi các mô hình lồng sinh quyển ư thủy văn, hoặc có thể được cho trước như là những tham số

và tan tuyết

Cùng với sự phát triển của các mô hình hoàn lưu chung, các sơ đồ trao đổi bề mặt

đã không ngừng được cải tiến nhằm đưa vào những quá trình vật lý phức tạp hơn Cho

đến nay đã có trên 30 mô hình trao đổi bề mặt đang được lưu hành và sử dụng Trong mục này ta sẽ mô tả cơ sở toán học và vật lý của các phương pháp tiếp cận mô hình khác nhau

1.2.1 Những mô hình đơn giản đầu tiên

Trong giai đoạn phát triển đầu tiên của mô hình khí quyển (AM), bề mặt trái đất

được xử lý rất đơn giản Về cơ bản, nó được quan niệm đơn giản là cung cấp những giá trị có thể chấp nhận được của các thông lượng bề mặt làm điều kiện biên dưới cho AM

biệt ba loại bề mặt: đất, biển và băng/tuyết Những loại bề mặt này nói chung được cho

trước các giá trị không đổi của albedo, độ phát xạ, hệ số cản và nhân tố ẩm ướt Nhiệt

độ vỏ bề mặt trên các vùng đất được tính từ phương trình cân bằng năng lượng tức thời

trong đó SH và LH được cho bởi các phương trình (1.1.23) và (1.1.24) Chú ý rằng

hạng tử tính đến sự trao đổi với bể chứa trong lớp đất dưới sâu không được đưa vào

phương trình (1.2.1), do đó phương trình này cho phép tính nhiệt độ vỏ bề mặt trung

bình thực tế chỉ trong trường hợp không có biến trình ngày của bức xạ mặt trời Có thể

viết phương trình (1.2.1) dưới dạng f(Tg) = 0 và nó thường được giải bằng thủ tục lặp

m g m g 1 m g

T f

T f T T

′

ư

=

trong đó (m) là bước lặp Chu trình thủy văn bề mặt không được mô tả một cách rõ

ràng, nhân tố ẩm ướt bề mặt cho trước (xem phương trình (1.1.24)) về cơ bản được xem

như một tham số điều chỉnh

Việc đưa biến trình ngày vào AM đòi hỏi phải sử dụng thành phần trao đổi năng

lượng với bể chứa dưới lớp đất sâu, vì việc sử dụng trực tiếp phương trình (1.2.1) sẽ làm

cho nhiệt độ ngày đêm chênh lệch quá lớn Một trong những phương pháp hiệu quả và

chính xác nhất của việc đưa vào biến trình ngày của nhiệt độ là phương pháp tác

độngưphục hồi (force-restore) do Bhumralkar (1975) và Blackadar (1976) đề xuất lần

đầu tiên [4, 5, 6, 7] Trong cách tiếp cận này nhiệt độ bể chứa Td và nhiệt độ vỏ bề mặt

Tg được tính từ hệ phương trình

( g d)

1

2 1 s s

s 1

d c

H c t

T

ư τ

ư ρ

g d 3

t

T

(1.2.4)

trong đó ρscs là sức chứa riêng của đất, HS là đốt nóng bề mặt thuần, τ1 là chu kỳ đốt

nóng bề mặt (tức 1 ngày), d1 là độ sâu lớp đất chịu ảnh hưởng của đốt nóng ban ngày

(giá trị điển hình khoảng vài chục cm), Tref là nhiệt độ tham chiếu trung bình năm và

c1ưc4 là các hằng số Các phương trình (1.2.3) và (1.2.4) biểu diễn điều kiện nhiệt độ bề

mặt chịu tác động bởi sự đốt nóng bề mặt ban ngày và phục hồi về nhiệt độ bể chứa Td;

nhiệt độ Td lại phục hồi về giá trị trung bình năm Tref Các tham số c1 ưc4 có thể được

chọn sao cho Tg tuân theo biến trình ngày và Td tuân theo biến trình năm Phương pháp

tác độngưphục hồi khá chính xác và có hiệu quả cao so với các mô hình đất phức tạp

hơn (Deardorrf, 1978) [4], và hiện nay nó vẫn còn được sử dụng trong các sơ đồ quá

trình bề mặt nâng cao

Từ quan điểm thủy văn bề mặt, việc sử dụng các nhân tố ẩm ướt bề mặt cho trước

mang tính gượng ép, vì nó ngăn cản thủy văn bề mặt đạt tới cân bằng động lực với tác

động khí hậu Đặc biệt, nó làm cho kết quả mô phỏng chế độ khí hậu và thủy văn bằng

AM khác với thực tế và làm hạn chế việc nghiên cứu cơ chế hồi tiếp khí quyểnưthủy

văn Mô hình tương tác thủy văn bề mặt đơn giản nhất là mô hình bể chứa (bucket

model) (hình 1.6) do Manabe và cộng sự (1969) đưa ra vào cuối những năm sáu mươi

[10, 15, 23] Trong cách tiếp cận này người ta giả thiết rằng, về mặt thủy văn, vùng

hoạt động của đất có thể được mô tả như một cái bể có sức chứa nước cho trước (chẳng

hạn 15ư20 cm) Bể sẽ được làm đầy nước nếu mưa vượt quá bốc hơi và sẽ bị cạn đi nếu

quá trình xảy ra ngược lại Nhân tố ẩm ướt β được cho bởi

trong đó s là hàm lượng nước của bể và sc là hàm lượng nước tới hạn Như vậy, β tăng

một cách tuyến tính theo s cho đến khi đạt giá trị tới hạn và sau đó bằng 1 Nếu hàm

lượng nước đã đạt tới sức chứa cực đại của bể, lượng nước vượt quá sẽ được xem là

dòng chảy Cơ sở thực nghiệm của tham số hóa bể chứa là số liệu trung bình ngày, do

đó phương pháp gần đúng bể chứa trên đây được sử dụng phần lớn trong các AM đều

không tính đến biến trình ngày của bức xạ mặt trời

Hình 1.6 Sơ đồ biểu diễn mô hình bể chứa (Bucket model)

Một số sơ đồ tham số hóa các thành phần năng lượng và nước bề mặt đơn giản

kiểu này có thể tạo ra những tác động bề mặt ở mức sơ đẳng cho các mô hình khí hậu

đầu tiên Tuy nhiên, ngay từ đầu những năm tám mươi, người ta đã thừa nhận về sự cần

thiết phải có những mô hình các quá trình sinh lý bề mặt hoàn thiện hơn để mô tả sát

thực hơn sự tương tác sinh quyển ư khí quyển Những mô hình trao đổi bề mặt dựa trên

các quá trình sinh lý đầu tiên đã được phát triển vào giữa những năm tám mươi, và kể

từ đó, các sơ đồ quá trình bề mặt có dạng như vậy đã được sử dụng rộng rãi trong các

mô hình khí hậu

1.2.2 Hiện trạng các mô hình trao đổi bề mặt

Như đã nói ở trên, cho đến nay đã có trên 30 mô hình các quá trình bề mặt được

phát triển Tuy nhiên, hầu như tất cả chúng đều dựa trên hai sơ đồ ban đầu, là BATS

của Dickinson và cộng sự (1986, 1993) [6,7] và SiB của Sellers và cộng sự (1986) [18,

19] Hình 1.7 minh họa những thành phần con cơ bản của hầu hết các sơ đồ trao đổi bề

mặt hiện tại: 1) Mô hình đất; 2) Mô hình thực vật; 3) Mô hình tuyết; và 4) Mô hình

dòng chảy mặt Sau đây sẽ lần lượt trình bày những thành phần con này

Hình 1.7 Các thành phần khác nhau của mô hình trao đổi bề mặt (ESEM)

1.2.2.1 Mô hình đất

Trong mô hình trao đổi bề mặt, mô hình đất làm nhiệm vụ cung cấp profile thẳng

đứng của nhiệt độ và hàm lượng nước trong cột đất có độ sâu vài mét Nói chung lớp

đất này được xem là dải đất trong đó các quá trình sinh lý (chẳng hạn bốc thoát hơi)

đóng vai trò quan trọng Lớp đất này cũng có thể được mở rộng vài mét phía dưới độ

sâu lớp rễ Khi bề mặt không quá dốc, như trường hợp địa hình được là phẳng (làm

trơn) trong các mô hình khí hậu, thì các quá trình truyền năng lượng và nước theo

phương thẳng đứng trong lớp đất vài mét trên cùng thường chiếm ưu thế so với theo

phương ngang Như là một ví dụ minh họa, ta xét mô hình đất trong sơ đồ trao đổi bề

mặt (Land Surface Exchange scheme ư LSX) của Pollard và Thompson (1995) [10]

∂

∂

w w w w s s s

s

z

T k z T c

trong đó ks là hệ số khuếch tán nhiệt trong đất, s là lượng nước trong đất và ρw, cw, ww,

Tw tương ứng là mật độ, nhiệt dung riêng, vận tốc thẳng đứng và nhiệt độ của nước

trong đất Tọa độ thẳng đứng z có gốc tại bề mặt và tăng theo chiều hướng xuống dưới

đến độ sâu tổng cộng Hs của lớp đất Hạng đầu tiên vế phải của phương trình (1.2.6)

biểu diễn sự truyền nhiệt do các quá trình khuếch tán, trong khi hạng thứ hai mô tả sự

truyền nhiệt do nước di chuyển trong đất Các điều kiện biên đối với phương trình

(1.2.6) được giả thiết cho trước dòng năng lượng bề mặt thuần tại z=0 và giảm dần đến

độ sâu trung bình z=Hs của nhiệt độ bể chứa

Khi tăng lượng nước di chuyển qua đất, trước hết cần chú ý rằng trong hầu hết

các điều kiện, vài mét đất phía trên là không bão hòa, tức chúng chứa cả nước và không

khí Một khi nước thâm nhập vào đất không bão hòa thì, hoặc nó bốc hơi hoặc nó thấm

xuống lớp dưới do ảnh hưởng của trọng trường và các lực phát sinh từ sự tương tác giữa

đất và nước (chẳng hạn sự mao dẫn) Thế năng liên quan với các lực này có thể được đo

bằng các thiết bị thực nghiệm và có thể liên hệ với hàm lượng nước tùy theo sự bão hòa

qua công thức thực nghiệm dạng hàm mũ (Clapp và Hornberger, 1978) [6, 10, 15, 18,

19] Kết quả là phương trình di chuyển nước qua đất chưa bão hòa có thể được viết

dưới dạng hàm lượng nước như sau (Pollard và Thompson, 1995) [10]

s

trong đó por là độ xốp của đất (thể tích các lỗ rỗng chia cho thể tích đất), Kw là độ dẫn

nước và Dw là độ khuếch tán ẩm của đất Cả Kw và Dw là hàm phi tuyến mạnh của s,

được cho bởi

3 B 2 0 w

K = + và

2 B 0 0 w

trong đó Kw0 và φ0 là độ dẫn nước bão hòa và thế năng nước, B là tham số thực nghiệm,

biến thiên từ ~3 đối với cát đến ~11 đối với đất sét Khi thay các biểu thức này vào

K z t

s

0 0 w 3 B 2 0 w

Trong phương trình (1.2.8), hạng đầu tiên vế phải biểu diễn sự tiêu nước do trọng

trường, trong khi hạng thứ hai mô tả sự khuếch tán nước Các điều kiện biên cho

phương trình (1.2.8) giả thiết thông lượng nước thuần là do mưa, tuyết tan, dòng chảy

và bốc hơi tại z=0 và không có sự tiêu nước hoặc thấm nước tại z=Hs

Điểm đặc biệt của phương trình (1.2.8) là nó phi tuyến mạnh theo s Trong thực

tế, điều đó hàm nghĩa rằng, khi giải bằng số phương trình này, các sơ đồ hiện trở nên

nhanh chóng bất ổn định khi s tiến tới 1 Do đó, để có thể mô phỏng sự chuyển động

của mặt ướt liên kết với những sự kiện chẳng hạn như mưa lớn cần phải tìm cách sử

dụng các sơ đồ ẩn để duy trì tính ổn định cả khi s gần với 1

Tóm lại, các phương trình (1.2.6) và (1.2.8) mô tả sự di chuyển năng lượng và

nước trong lớp đất chưa bão hòa với điều kiện biên trên được cho bởi thông lượng nước

và năng lượng thuần tại đỉnh của lớp đất Sự hình thành băng trong đất, một quá trình

quan trọng đối với việc mô phỏng đất đóng băng vĩnh cửu, có thể được tính đến bằng

cách giả thiết rằng, khi nhiệt độ của lớp đất cho trước giảm xuống dưới điểm băng, một

lượng băng được hình thành, và sự giải phóng nhiệt nóng chảy của nó làm cho nhiệt độ

của lớp dần tới 0oC

Vấn đề chính trong việc sử dụng các mô hình đất là số lớp cần thiết để mô phỏng

một cách chính xác profile nhiệt độ và nước thẳng đứng Những thí nghiệm số trị đã

chỉ ra rằng, nói chung đòi hỏi ít nhất 6ư10 lớp trong vài mét đất trên cùng (Dickinson,

1984 [6])

1.2.2.2 Mô hình thực vật

Hầu hết các mô hình trao đổi bề mặt hiện tại đều có tính đến các quá trình sinh lý

thực vật bằng cách mô tả thực vật như một lớp vòm (tán cây) hoặc như một lớp tán phía

trên (các cây cao) phủ lên một lớp tán phía dưới (cỏ và cây bụi thấp) Tuy nhiên, một

cách tổng quát ta sẽ xét một tán có Nv lớp Tập các phương trình cơ bản trong mô hình

tán cây được chia thành nhiều lớp nhằm mục đích tính nhiệt độ tán lá Tf, nhiệt độ

không khí trong tán cây Tc và độ ẩm riêng không khí tán cây qc Những đại lượng này

kết hợp rất chặt chẽ với các đại lượng khác và cuối cùng xác định sự trao đổi năng

lượng và nước với khí quyển và với đất Trong nhiều mô hình người ta giả thiết rằng cả

tán lá và không khí trong tán cây có nhiệt dung và sức chứa nước không đáng kể Với

giả thiết này, tại mỗi lớp (i=2,Nvư1) có thể xác định được một tập hợp ba phương trình

cân bằng:

Cân bằng năng lượng đối với tán lá

(T T ) Le (q ( T ) q ) 0 k

IR

c

i f s

i c , f

i c

i f

i c , f

i N

i c 1 i c ) 1 i, ( c

i c

i f

i c ,

Cân bằng nước đối với không khí trong tán cây

eif,c s fi ư ic + (c i,+1) ic+1ư ic + (c i,ư1) icư1ư ic = (1.2.11) Trong các phương trình (1.2.9)ư( 1.2.11), Si0 và IRiN tương ứng là thông lượng

bức xạ mặt trời và bức xạ hồng ngoại thuần tại bề mặt tán lá, kf,c là hệ số truyền nhiệt

giữa tán lá và không khí trong tán cây, ef,c là hệ số truyền đối với sự thoát hơi, L là ẩn

nhiệt hóa hơi, và kc là hệ số truyền nhiệt và nước do rối thẳng đứng bên trong tán cây

Hạng thứ ba và thứ tư trong phương trình (1.2.9) và hạng đầu tiên trong các

phương trình (1.2.10)ư( 1.2.11) là trao đổi hiển nhiệt và ẩn nhiệt (hoặc hơi nước) giữa

tán lá và không khí trong tán Tương tự như sự trao đổi bề mặtưkhí quyển đã trình bày

trên đây, những thông lượng này có thể được biểu diễn như là tích của hệ số truyền

nhân với hiệu thế năng, do đó các hệ số truyền cũng có thể được hiểu như là nghịch

đảo của các kháng trở Hạng thứ hai và thứ ba trong các phương trình (1.2.10)ư(1.2.11)

là trao đổi năng lượng và nước giữa các lớp không khí trong tán

Tại i=1 (gần với mặt đất) phương trình (1.2.9) giữ nguyên không đổi, nhưng các

phương trình (1.2.10)ư( 1.2.11) trở thành:

c g g , c

i c 1 i c ) 1 i, ( c

i c

i f

i c ,

i c 1 i c ) 1 i, ( c

i c

i f s

i c ,

trong đó kc,g là hệ số trao đổi giữa mặt đất và tán dưới thấp (giống nhau đối với nhiệt và

ẩm) và βg là nhân tố ẩm ướt của mặt đất Đối với i=Nv (lớp tán trên đỉnh) ta có:

c a a , c

i c 1 i c ) 1 i, ( c

i c

i f

i c ,

i c 1 i c ) 1 i, ( c

i c

i f s

i c ,

(1.2.15) trong đó kc,a là hệ số trao đổi giữa lớp tán trên cùng (đỉnh) và mực dưới cùng của AM

Hơn nữa, các phương trình (1.2.9)ư( 1.2.15) cần phải được kết hợp với một phương

trình đối với nhiệt độ bề mặt đất phía dưới tán

(T T ) Lk (q ( T ) q ) 0 k

IR

trong đó S0,g và IRN,g là các thông lượng bức xạ mặt trời và bức xạ hồng ngoại thuần tại

mặt đất

Khó khăn đầu tiên nảy sinh khi giải hệ (1.2.9)ư( 1.2.16) là việc chỉ rõ các thành

phần truyền rối và bức xạ khác nhau xuất hiện trong đó Đóng góp của bức xạ hồng

ngoại (IRiN) và bức xạ mặt trời thuần (Si0) có thể tính được một khi đã biết các hệ số

phát xạ nhiệt hồng ngoại và hệ số suy giảm bức xạ mặt trời đối với từng lớp thực vật

Sự phát xạ có thể được biểu diễn dưới dạng hàm mũ của chỉ số diện tích lá trong lớp Li

thụưphát xạ của các lớp khác nhau

Một phương pháp chung để tính các thông lượng bức xạ mặt trời bên trong tán là

sử dụng gần đúng hai chiều (two-stream) để tính đến sự phản xạ nhiều lần do các lá

cây và bức xạ bị chặn giữ bởi sự dày đặc của tán cây (Dickinson, 1983 ; Sellers và cộng

sự, 1986) [7, 19] Hệ các phương trình hai chiều điều chỉnh các dòng bức xạ mặt trời đi

lên và đi xuống là

↑

à à ωγ

= ωγ

ư ω γ

ư

ư + à

0

0 GD e S

S ) 1 ( 1 dL

ư ω

= ωγ

ư ω γ

ư

ư +

0

0 ) GD e 1

( S S

) 1 ( 1 dL

dS

(1.2.19)

trong đó S↑ và S↓ là các thông lượng khuếch tán lên và xuống trong bán cầu, à là

cosin của chùm tia tới trực tiếp và D0 là cường độ của nó, G(à) là diện tích hình chiếu

của lá theo hướng à, ω là hệ số tán xạ của lá, γ và γ0 tương ứng là các tham số tán xạ

ngược của lá đối với chùm tia trực tiếp và chùm tia khuếch tán Cường độ của chùm tia

trực tiếp là D0

à

ì

ư G LAI /

e Các tham số khác xuất hiện trong các phương trình (1.2.18) ư

(1.2.19) có thể được tính như đã mô tả trong Dickinson (1983) [7] và Sellers và cộng

sự, (1986) [17, 18]

Với các điều kiện biên S↓=S0 tại đỉnh tán cây, L=0 và S↑ =α D eưGLAI /à+αIS↓

0 d

(ở đây αd và αI là albedo bề mặt đối với bức xạ trực tiếp và bức xạ khuếch tán) tại đáy

của tán cây (L=LAI), nghiệm của hệ (1.2.18)ư(1.2.19) là

L a 4 L a 2 / GL

1 e a e 3 a e 3a

L a 7 L a 6 / GL

5 e a e 3 a e 3a

trong đó a1 ưa7 là những tổ hợp đại số của các hệ số của các phương trình (Sellers,

1985) Khi đã tính được các thông lượng đi lên và đi xuống như là hàm của chỉ số diện

tích lá, thì hạng Si0 trong phương trình (1.2.9) được cho bởi thông lượng hấp thụ thuần

của từng lớp Chú ý rằng các phương trình (1.2.18)ư( 1.2.21) có thể được sử dụng để

tính albedo của tán cây như là S↑( 0 ) / S↓( 0 )

Khó khăn hơn nữa là việc xử lý các hệ số truyền rối xuất hiện trong các phương

trình (1.2.9)ư(1.2.11) Hệ số truyền từ tán cây vào khí quyển thông thường được biểu

diễn dưới dạng hệ số cản tổ hợp và tốc độ gió tại mực thấp nhất của AM, tức là

thông lượng động lượng, nhiệt và hơi nước giữa bề mặt và khí quyển cần thiết để làm

điều kiện biên dưới của AM được cho bởi

a a , c u ,

0 = ρ k u

a a , c v ,

0 =ρk v

Các hệ số truyền giữa tán lá và không khí trong tán được xác định bằng thực

nghiệm là sẽ tỷ lệ với bình phương của tỷ số giữa gió bên trong tán cây và kích thước

đặc trưng của tán lá (Sellers và cộng sự, 1986) [17, 18], trong khi hệ số truyền giữa

không khí trong tán và mặt đất thì tỷ lệ với gió trong tán gần bề mặt (Brutsaert, 1978)

[7, 10] Các hệ số truyền thẳng đứng bên trong tán cũng được ước lượng bằng thực

nghiệm (đối với động lượng) cho các loại thực vật khác nhau và chúng tỷ lệ với gió bên

trong tán cây Do đó, việc giải hệ (1.2.9)ư(1.2.16) đòi hỏi phải biết profile thẳng đứng

của gió trong tán cây Cho mục đích này, có thể sử dụng profile hàm mũ của gió quan

trắc (Brutsaert, 1978) [7, 10] hoặc các mô hình khuếch tán đơn giản như của Sellers và

cộng sự (1986) [17, 18] Những mô hình này giả thiết rằng, độ khuếch tán động lượng

tỷ lệ với tốc độ gió, và gradient thẳng đứng của thông lượng động lượng (τ) tỷ lệ với

bình phương của tốc độ gió, tức là

2

Cu dz

τ

(1.2.26)

dz

du ) Du (

= ρ

τ

(1.2.27)

mà nghiệm của nó là

z z

)z(

trong đó λ=(2C/D)0.5, A và B là các hằng số tích phân được điều chỉnh sao cho phù hợp

với các điều kiện biên tại đỉnh và đáy của tán cây

Khó khăn thứ hai khi giải hệ (1.2.9)ư(1.2.16) là tính phi tuyến mạnh của nó Tính

phi tuyến nằm trong thành phần bức xạ hồng ngoại, sự phụ thuộc vào nhiệt độ của độ

ẩm riêng bão hòa và sự hiệu chỉnh độ ổn định của hệ số truyền từ tán vào khí quyển

Một cách hiệu quả để giải hệ này là sử dụng phương pháp lặp trong đó các thành phần

phi tuyến được tuyến tính hóa xung quanh các giá trị tại bước lặp trước đó Điều đó

dẫn đến một hệ các phương trình tuyến tính đối với Tf, Tc và qc tại các mực mô hình

khác nhau mà nó có thể giải được, chẳng hạn, bằng phương pháp khử Gauss

Trong hầu hết các tình huống, sự phức tạp của hệ (1.2.9)ư(1.2.16), tính không

chắc chắn của các hệ số truyền bên trong tán và sự thiếu số liệu để mô hình kiểm tra,

định hướng và điều chỉnh cho phù hợp, làm cho việc sử dụng hệ Nv lớp đầy đủ trong

các mô hình khí hậu là không thực tế Do đó, như ta đã nói, thông thường nhất, thực vật

được xét gộp làm một lớp và hệ (1.2.9)ư(1.2.16) giảm xuống còn ba phương trình kết

hợp với nhau qua ba ẩn

Một thành phần quan trọng trong phương trình (1.2.9) chưa được ta nghiên cứu

đến là thông lượng bốc hơi từ tán lá ef,c(qs(Tf)ưqc) Đây là tổng của hai đóng góp, thoát

hơi từ bề mặt lá khô (lá không bị ướt) và bốc hơi của nước bị chặn giữ trên lá Hai đóng

góp này sẽ được xử lý một cách tách biệt như sau

a) Sự thoát hơi

Thoát hơi là một quá trình phức tạp gắn liền với động thái sinh lý học thực vật

Trong quá trình thoát hơi, nước được rễ cây hút từ đất, vận chuyển qua hệ thống mạch

của cây và thoát ra ngoài chủ yếu qua các lỗ khí khổng nằm trên bề mặt lá (sự thoát hơi

cũng xảy ra qua biểu bì của lá) Một sơ đồ tương tự kháng trở đối với quá trình thoát

hơi được mô tả trên hình 1.8

Hình 1.8 Mạng lưới kháng trở truyền nước đối với quá trình thoát hơi, r b =kháng trở khí động lực,

r s =kháng trở khí khổng, r l =kháng trở đối với sự truyền nước từ rễ vào lá, r c =kháng trở rễ

Hơi nước nằm phía trong lá được giữ ở giá trị bão hòa hoặc gần bão hòa, nếu

không lá sẽ bị khô Do đó thông lượng thoát hơi (nhu cầu) TRdem được cho bởi

f c f s c , f dem e q ( T ) q r q ( T ) q

trong đó rf là kháng trở lá Từ hình 1.8, rf được cho bởi tổng của rb, là kháng trở khí

động lực đối với sự vận chuyển hơi nước từ bề mặt lá vào tán cây (tức kfư1,c), và rs là

kháng trở khí khổng, tức kháng trở đối với dòng đi qua các lỗ khí khổng Do đó

c

i f s

1 s

1 b dem r r q ( T ) q

Trong phương trình (1.2.30), TRdem biểu diễn nhu cầu nước trong điều kiện độ ẩm

đất không quá thiếu Kháng trở khí động lực đã được mô tả trong mục 1.2.2.2 Kháng

trở khí khổng phụ thuộc vào mật độ và độ mở của các lỗ khí khổng Độ mở khí khổng

lại phụ thuộc vào các tham số môi trường, như lượng bức xạ hoạt động quang hợp

(PAR), nhiệt độ và độ hụt áp suất hơi nước vpd giữa lá và không khí trong tán cây

Thông thường những mối phụ thuộc này được biểu diễn như sau

[r , r ( PAR ) ( T ) ( vpd )]

min

trong đó rs,min và rs,max là các giá trị cực tiểu và cực đại của kháng trở khí khổng, phụ

thuộc vào thực vật Những sơ đồ tham số hóa các hàm ở vế phải của phương trình

(1.2.31) được cho trước, chẳng hạn bởi Dickinson và cộng sự (1993) [7] Việc tham số

hóa kháng trở khí khổng, mà nó liên kết chặt chẽ sinh lý học khí khổng với tốc độ

quang hợp của lá, được cho bởi Collatz và cộng sự (1991) và Sellers và cộng sự (1992)

[17, 18]

Nhu cầu bốc hơi cần phải phù hợp với sự thoát hơi cực đại mà thực vật có thể

cung cấp trong điều kiện cho trước độ ẩm đất hoặc sự cung cấp nước của đất Sự cung

cấp nước của đất phụ thuộc vào hiệu giữa thế năng nước của đất và của lá chia cho

kháng trở rễ rc Kháng trở rễ lại 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 Đối với đất rất khô, kháng trở

đối với khuếch tán nước từ đất đến rễ cũng đóng vai trò quan trọng Dickinson và cộng

sự (1993) đã gộp tất cả các đóng góp này vào một biểu thức tham số hóa thông lượng

nước cung cấp khá đơn giản sau đây

i t 0

trong đó Γ0 là tốc độ thoát hơi cực đại nhận được bằng thực nghiệm mà thực vật có thể

duy trì được liên tục, Rit là tỷ lệ (phần) rễ trong lớp đất cho trước và WLTi là nhân tố

khô hạn của đất (hoặc độ héo của cây) đối với lớp đất WLT biến thiên theo tham số B

trong phương trình (1.2.8) theo qui luật hàm mũ, từ 1 tại bão hòa đến 0 tại ngưỡng

nước của đất làm cho cây héo Cực tiểu giữa (1.2.30) và (1.2.32) được lấy làm giá trị

thoát hơi

b) Sự chặn giữ nước mưa của thực vật và sự tái bốc hơi

Lượng nước mưa bị chặn giữ và tái bốc hơi do tán lá có thể là thành phần quan

trọng của chu trình nước bề mặt Giá trị điển hình của lượng tái bốc hơi từ nước mưa bị

chặn giữ biến thiên trong khoảng 10ư50%, phụ thuộc vào mưa và LAI Khi có nước bị

chặn giữ, màng nước mỏng hình thành trên lá có tác dụng ngăn chặn sự thoát hơi Hầu

hết các mô hình trao đổi bề mặt hiện nay đều đưa vào phương trình đối với nước bị

P dt

Trên thực tế, phần diện tích tán lá bị phủ bởi nước chặn giữ nói chung được tham

số hóa bằng công thức đơn giản sau

l l max wet min f , W / W

trong đó fmax và Wlmaxlà những giá trị hằng số cho trước Khi phần diện tích tán lá bị

làm ướt đã được tính, thì thông lượng tổng cộng từ tán lá đi vào trong tán ở phương

trong đó Psn là lượng tuyết rơi (hay mưa tuyết), Esn là lượng tuyết thăng hoa và Sm là

lượng tuyết tan Lượng tuyết rơi được tính bằng cách giả thiết rằng, nếu nhiệt độ tại

mực dưới cùng của AM nhỏ hơn 0oC, hoặc nếu lớp phủ tuyết đang tồn tại ở vị trí cho

trước, thì giáng thủy mô hình sẽ là dạng tuyết Nhiệt độ tuyết không được xác định một

cách rõ ràng, nhưng nó được tính trong khi tính nhiệt độ của lớp đất bề mặt bằng cách

trộn nhiệt dung của đất và tuyết, thay đổi độ gồ ghề bề mặt cho phù hợp với bề mặt

tuyết và giả thiết rằng chỉ có quá trình thăng hoa xảy ra Tốc độ tuyết tan được tính từ

cân bằng năng lượng bề mặt như sau

L

trong đó Lf là ẩn nhiệt nóng chảy Nếu bề mặt đang có lớp tuyết phủ, vế phải của

phương trình (1.2.37) là dương và nhiệt độ đất sẽ lớn hơn 0o; do đó nhiệt cần thiết để

đưa nhiệt độ đất trở về 0o sẽ được tính Lượng tuyết tan khi đó bằng cực tiểu của lượng

nhiệt tính được chia cho Lf và ∆tìHsn

Một ví dụ về mô hình tuyết nâng cao là modul tuyết của LSX (Pollard và

Thompson, 1995) [10] Trong mô hình này, khối tuyết được biểu diễn bởi một lưới

theo lớp thẳng đứng thích hợp Có nghĩa là tại mỗi bước thời gian độ dày tuyết tổng

cộng Hsn được chia thành Nsn lớp chọn trước Độ dày của lớp trên cùng h1sn được giả

thiết là hằng số và độ dày của các lớp còn lại được cho bởi

1 N

h H h

sn

1 sn sn i

ư

Theo cách này, độ dày của các lớp biến thiên theo thời gian tùy thuộc vào Hsn Hsn

được cho bởi phương trình (1.2.36) và nhiệt độ của các lớp tuyết được tính từ phương

trình khuếch tán thẳng đứng tương tự như phương trình (1.2.6) khi có tác động của

dòng năng lượng thuần tại đỉnh (vế phải của phương trình (1.2.37)) và tác động của

dòng năng lượng truyền dẫn giữa tuyết và đất nằm phía dưới tại đáy Tại mỗi lớp cho

trước, khi nhiệt độ tuyết đạt trên điểm tan (nóng chảy), lượng tuyết tan ra được tính

như lượng tuyết cần phải tan để đưa nhiệt độ của lớp về 0oC

Mô hình này cũng đòi hỏi tính phần diện tích bị tuyết phủ fsn Đại lượng này được

tính bằng cách giả thiết độ dày tuyết tổng cộng nhỏ nhất bằng Nsnì h1sn:

sn sn

h N

H , 1 min

Dựa trên (1.2.39), khi fsn nhỏ hơn 1, Hsn được đặt bằng Nsnì h1sn Khi đang có

tuyết rơi, lượng

1 sn sn

sn sn

h N

t P

được cộng vào vế có tuyết đang tồn tại ở mỗi bước thời gian ∆t Khi tỷ lệ diện tích

tuyết phủ bằng 1, lượng tuyết tiếp tục rơi được tích lũy trên đỉnh của lớp tuyết đang tồn

tại Ngoài cách tính này, trong một số sơ đồ khác, người ta còn tính tỷ lệ diện tích bị

tuyết phủ như là hàm của độ dày tuyết và các tính chất bề mặt (Dickinson và cộng sự,

1993) [7] Mật độ tuyết hầu hết được xem là không đổi, ngoại trừ ở một vài sơ đồ có

đưa vào phương trình dự báo mật độ tuyết Albedo của tuyết có thể hoặc được giả thiết

là không đổi hoặc là hàm của tuổi tuyết và cấu trúc hạt của tuyết

1.2.2.4 Mô hình dòng chảy mặt

Dòng chảy mặt Rn là một khía cạnh của các mô hình trao đổi bề mặt Hiện nay nó

vẫn đang còn được tiếp tục nghiên cứu tham số hóa bằng nhiều cách khác nhau xuất

phát từ các mô hình bể chứa ban đầu Dòng chảy mặt là một trong những quá trình rất

phức tạp, phụ thuộc mạnh vào tác động khí hậu, dạng địa hình và sự di chuyển của

nước trong đất Vì vậy, nhiều mô hình trao đổi bề mặt vẫn còn xét dòng chảy mặt về cơ

bản như là phần còn lại cần thiết để làm cân bằng nguồn nước Một ví dụ điển hình của

tham số hóa dòng chảy đang được sử dụng trong các mô hình trao đổi bề mặt để

nghiên cứu khí hậu là sơ đồ BATS, trong đó tốc độ dòng chảy được giả thiết một cách

đơn giản là tỷ lệ với tốc độ mưa + tuyết tan nhân với hàm lũy thừa của hàm lượng nước

trong đất

Gần đây, dựa trên những nguyên lý thủy văn bề mặt vững chắc hơn, đã có nhiều

phương pháp biểu diễn chi tiết quá trình dòng chảy mặt được đưa vào trong các mô

hình trao đổi bề mặt Một ví dụ tiêu biểu là sơ đồ tham số hóa dòng chảy của

Famiglietti và cộng sự (1995) [8] Hai quá trình chủ yếu đóng góp vào việc sinh ra

dòng chảy mặt là: dòng chảy do sự vượt quá bão hòa và dòng chảy do vượt quá sự thấm

nước Dòng chảy do vượt quá bão hòa chiếm ưu thế khi mưa xảy ra trên đất đã bão hòa

Trong trường hợp này hầu như mưa không thể bị đất hút xuống và biến thành dòng

chảy mặt Dòng chảy do mưa vượt quá lượng nước thấm xuống xảy ra khi đất chưa bão

hòa nhưng tốc độ mưa vượt quá khả năng thấm cực đại của đất i* (tức là tốc độ cực đại

tại đó mưa có thể thấm được xuống cột đất) Do đó

trong đó s là hàm lượng nước trong lớp đất gần bề mặt Vấn đề chính trong việc tham

số hóa này là tính khả năng thấm i* Một trong những phương pháp có thể sử dụng là

tính tốc độ thấm trực tiếp từ phương trình (1.2.7) bằng cách giả thiết lớp đất bão hòa

(s=1) nằm trên lớp đất trên cùng của mô hình Phương pháp này giả thiết rằng sơ đồ số

được sử dụng để giải phương trình (1.2.7) là có thể xác định được sự chuyển động đi

xuống của mặt ướt Famiglietti và cộng sự (1995) [8] đã sử dụng phương trình

0 w 2 / 1 0

trong đó φ0 và Kw0 tương ứng là sức hút của đất bão hòa và độ dẫn nước trong phương

trình (1.2.7), t là thời gian tính từ khi bắt đầu thấm, và c là hằng số vô thứ nguyên

Phương trình (1.2.42) dựa trên việc giải phương trình khuếch tán nước thẳng đứng của

Philip (1975) [8, 10, 17] đối với nước thấm từ bề mặt bão hòa vào trong đất có hàm

lượng ẩm đồng nhất ban đầu

Mặc dù các phương trình (1.2.41)ư( 1.2.42) có thể cho biểu diễn tốt hơn (hoặc ít

nhất dựa trên cơ chế vật lý hơn) sự tạo thành dòng chảy mặt tại một địa phương cho

trước so với những sơ đồ đã được đơn giản hóa trước đó, nhưng việc tham số hóa dòng

chảy vẫn còn được tiếp tục hoàn thiện, bởi thực tế đây là một quá trình phân bố trên lưu

vực rộng lớn, phụ thuộc vào các thuộc tính của đất, hình thái bề mặt, hàm lượng nước

trong đất và sự di chuyển nước trên toàn lưu vực Có lẽ chỉ có sử dụng các mô hình

thủy văn lưu vực đầy đủ kết hợp với các sơ đồ trao đổi bề mặt mới có thể tạo ra sự mô

phỏng chính xác thời gian và lượng dòng chảy trên lưu vực rộng Tuy nhiên, những sơ

đồ tham số hóa được làm đơn giản như những sơ đồ đã trình bày ở đây có thể vẫn còn

có khả năng tạo ra những ước lượng gần đúng bậc nhất so với thực tế khi phân chia

lượng giáng thủy thành dòng chảy và bốc hơi

1.3 ảnh hưởng của tính bất đồng nhất bề mặt

Một trong những điểm quan trọng nhất của tính không chắc chắn trong mô hình

hóa các quá trình bề mặt cho các mô hình khí hậu là mô tả sự bất đồng nhất qui mô

dưới lưới Từ việc đánh giá các sơ đồ trao đổi bề mặt hiện tại người ta nhận thấy rằng

chúng có thể tái tạo khá chính xác những giá trị quan trắc điểm của các thông lượng

năng lượng và hơi nước bề mặt khi được điều khiển bởi các tác động khí tượng quan

trắc Mặt khác, việc so sánh các sơ đồ khác nhau cũng cho thấy, với cùng tác động khí

hậu, các sơ đồ khác nhau sẽ tạo ra những kết quả rất khác nhau Tuy nhiên, ngay cả khi

sơ đồ trao đổi bề mặt có thể tái tạo một cách hoàn hảo nguồn năng lượng và nước bề

mặt tại một điểm cho trước, thì việc kết hợp nó với mô hình khí quyển vẫn có thể cho

những kết quả không ổn định do cấu trúc qui mô dưới lưới của các tính chất bề mặt

Những mô hình khí hậu toàn cầu ba chiều hiện nay nói chung chạy ở độ phân giải

vài trăm km Gần đây người ta đã xây dựng và phát triển các mô hình khí hậu khu vực

với miền tính chỉ bao phủ trên một vùng có diện tích hạn chế, có thể cho phép nâng độ

phân giải đạt đến vài chục km Mặc dù vậy, sự biến động của các tính chất bề mặt, như

loại thực vật, các tính chất đất và dạng địa hình, có qui mô không gian còn nhỏ hơn rất

nhiều Do đó, tính bất đồng nhất bề mặt vẫn luôn xảy ra như là bản chất của tự nhiên

Thông thường tại một điểm lưới cho trước các AM gán cho hoặc một dạng bề mặt

thống trị hoặc các đặc tính bề mặt lấy trung bình ô lưới Song, do bản chất phi tuyến

của nhiều quá trình, và do các loại thực vật khác nhau tạo ra sự phân chia các dòng

năng lượng và nước rất khác nhau, nên điều đó có thể dẫn đến sai số đáng kể trong việc

tính toán các nguồn năng lượng và nước bề mặt Bởi vậy, nhiều nghiên cứu gần đây đã

cố gắng xem xét vấn đề mô tả ảnh hưởng của tính bất đồng nhất bề mặt trong các sơ đồ trao đổi bề mặt

1.3.1 Vấn đề biểu diễn tính bất đồng nhất bề mặt

Tính bất đồng nhất bề mặt (đất) xuất hiện vì ba nguyên nhân cơ bản: 1) Sự biến

động của lớp phủ thực vật, hoặc thông thường hơn là dạng bề mặt (chẳng hạn các loại thực vật khác nhau, đất trống, tuyết, nước trên các vùng đất, các vùng thành phố); 2) Sự biến động của dạng địa hình (chẳng hạn độ dốc và độ cao); và 3) Sự biến động của các tính chất đất (chẳng hạn màu và cấu trúc đất) Cả ba hiệu ứng này có thể làm thay đổi mạnh mẽ các nguồn năng lượng và nước địa phương, và mặc dù ở một mức độ nào đó chúng có thể tương quan cục bộ với nhau, nói chung chúng biến thiên một cách hoàn toàn độc lập với nhau Ngoài ra, tính bất đồng nhất còn gây ra bởi tác động khí hậu, là nhân tố biến động mạnh theo không gian và thời gian Một ví dụ điển hình của nguyên nhân này là mưa đối lưu mùa hè, nó có thể biến đổi mạnh mẽ trên qui mô vài km, thậm chí nhỏ hơn

Điều đó làm nảy sinh vấn đề rằng, tính bất đồng nhất bề mặt có thể xảy ra trên nhiều qui không gian khác nhau Do đó, khi dựa trên một trong các chỉ tiêu xác định loại bề mặt, có thể xảy ra tình huống bề mặt được khảm (ghép) bằng những mảnh nhất

định, nhưng khi dựa trên chỉ tiêu khác, có thể tạo ra bên trong mỗi mảnh này sự biến

động (bề mặt) lớn Có thể dẫn ra một ví dụ chứng minh của Avissar và cộng sự (1991) [1, 2, 10] Họ đã tiến hành đo kháng trở khí khổng của cây trong cánh đồng khoai tây

đồng nhất và nhận thấy rằng kháng trở khí khổng tuân theo phân bố gần chuẩn lôga; sự phân bố này là do thực vật cần thích nghi với biến động của môi trường vi mô của lá (độ nghiêng, hướng, sự che bóng, độ cao bên trong tán, gió) Như vậy, mặc dù bề mặt

là đồng nhất (cánh đồng khoai tây), nhưng kháng trở khí khổng (một tính chất của bề mặt) lại không đồng nhất Đối với những mảnh lớn hơn, chẳng hạn rừng, nơi có nhiều loài khác nhau nằm trong cùng môi trường như nhau, và nơi địa hình và cấu trúc đất có thể biến động đáng kể, thì tính bất đồng nhất này còn có thể rõ rệt hơn nữa

Ta có thể định nghĩa hai loại bất đồng nhất là bất đồng nhất giữa các mảnh và bất

đồng nhất trong từng mảnh Sự phân biệt hai loại bất đồng nhất này không thể dựa hoàn toàn vào qui mô không gian, vì tính bất đồng nhất có thể biến đổi liên tục trên mọi qui mô

ảnh hưởng của tính bất đồng nhất bề mặt qui mô dưới lưới đối với AM cũng có thể được chia một cách đơn giản thành hai loại mà ở đây ta gọi là ảnh hưởng trực tiếp

và ảnh hưởng gián tiếp ảnh hưởng trực tiếp bao gồm sự đóng góp của bề mặt bất đồng nhất đối với các thông lượng trung bình ô lưới của động lượng, năng lượng và nước

ảnh hưởng gián tiếp liên quan với tác động đến hoàn lưu khí quyển mà các dòng bề mặt từ những bề mặt bất đồng nhất có thể gây ra, tức là về cơ bản chúng có bản chất

động lực học Tính bất đồng nhất bề mặt có thể tạo ra hoàn lưu qui mô vừa, như gió

đấtưbiển, gió rừng (vegetation-breeze), hoàn lưu thung lũng và hoàn lưu thành phố, gây tác động đến khí hậu địa phương và làm biến dạng sự trao đổi bề mặt ư khí quyển Hơn nữa, gradient của các dòng hiển nhiệt, ẩn nhiệt có thể tạo ra tính tà áp và năng lượng tĩnh ẩm cho các hệ thống synôp phía trên

Trong mục này sẽ trình bày một số phương pháp nghiên cứu ảnh hưởng trực tiếp

và gián tiếp của sự bất đồng nhất bề mặt Hơn nữa, như đã nói trên đây, có hai loại bất

đồng nhất là bất đồng nhất giữa các mảnh và bất đồng nhất trong từng mảnh Nhưng

trong phạm vi đề tài này chúng tôi sẽ chỉ đề cập đến tính bất đồng nhất giữa các mảnh

1.3.2 ảnh hưởng trực tiếp của tính bất đồng nhất bề mặt

Cho đến nay đã có một số phương pháp biểu diễn chi tiết ảnh hưởng trực tiếp của

sự bất đồng nhất giữa các mảnh trong ô lưới của AM Đơn giản nhất là phương pháp

mà hầu hết các sơ đồ trao đổi bề mặt đang sử dụng, chẳng hạn SiB và BATS, được gọi

là phương pháp pha trộn (the “mixture” approach) Trong phương pháp này, bề mặt giả

thiết được phủ bởi hỗn hợp hai loại bề mặt đồng nhất (chẳng hạn thực vật cao và thấp,

hoặc các vùng có thực vật và không có thực vật) có các cân bằng năng lượng kết hợp

với nhau chặt chẽ Hai loại này tương tác đồng thời với đất và với lớp giao diện (chẳng

hạn không khí trong tán); lớp giao diện này lại tiếp xúc với mực dưới cùng của AM

Phương pháp này cũng còn được gọi là phương pháp “tán lá lớn” (bigưleaf) để ám chỉ

giả thiết miền ô lưới rộng được đặc trưng bởi các thuộc tính thực vật đồng nhất

Hệ thống trở kháng đối với biến bề mặt φ (chẳng hạn nhiệt độ hoặc độ ẩm) trong

phương pháp pha trộn được minh họa trên hình 1.9a, trong đó các chỉ số dưới a, I, g

tương ứng để chỉ khí quyển, mặt giao diện và lớp bề mặt, r là kháng trở và fv là tỷ lệ

phủ của loại thực vật thứ i Khi giả thiết rằng lớp giao diện có dung tích không đáng kể

đối với đại lượng φ, dòng bề mặt ư khí quyển Fφ được cho bởi

∑ φ ư φ

= φ

ư φ

i v a

a

r

f r

Hình 1.9 Hệ thống trở kháng cho các phương pháp mô hình hóa lý tưởng a) Phương pháp pha

trộn, b) Phương pháp khảm

Như vây, phương pháp pha trộn giả thiết rằng các loại bề mặt khác nhau kết hợp

chặt chẽ với nhau theo phương ngang để tạo ra lớp giao diện đồng nhất Giả thiết này

trong nhiều trường hợp là không chính xác Chẳng hạn, khi giả thiết rằng ô lưới được

phủ bởi một phần lớn bề mặt lạnh và ướt và một phần nhỏ bề mặt ấm và khô Lớp biên

sẽ ổn định trên những vùng bề mặt lạnh (tức là trên hầu hết ô lưới), kết quả là chỉ có

những dòng thẳng đứng nhỏ Trong phương pháp pha trộn, hiệu ứng này sẽ chiếm ưu

thế Mặt khác, ngay cả với phần diện tích nhỏ, do bản chất phi tuyến của kháng trở khí