Nguyên lý thủy văn ( NXB ĐH Quốc gia Hà Nội ) - Chương 4 pptx

Chương Bốc 4.1 Khái niệm bốc Thuật ngữ bốc nhà vật lý học dùng để miêu tả trình chuyển hóa chất lỏng thành chất khí Đối với nhà thủy văn học, thuật ngữ sử dụng để mô tả quá trình nước từ bề mặt ẩm sang khí thông qua bảo toàn vật chất trình chuyển hóa Nước bốc vận chuyển từ bề mặt vào khí Sự bốc xảy với nước trời (gồm: sông, hồ, biển ) đất trống thực vật Thêm vào có bốc nước từ bề mặt thực vật, chủ đề đà thảo luận chương III Nước thực vật hấp thụ trực tiếp gọi thoát nước (transpiration) Thành phần bốc bao gồm nước thực vật lấy từ đất sau chuyển lên cây, thoát không khí từ bề mặt Nước lấy từ độ sâu nhờ rễ cây, thoát nước kéo dài lâu nước bị giữ lại lớp tán thực vật bị giữ lại tầng đất Mặc dù theo định nghĩa, bốc nước bao gồm tất trình chất lỏng chuyển thành nước Rất nhiều sách Mỹ thích dùng thuật ngữ Evapotranstration cho toàn trình bốc h¬i n­íc (VÝ dơ Brooks, 1997; Jensen, 1990 ) Ng­êi Mỹ muốn nhấn mạnh trình bốc từ đất bề mặt nước thoát nước từ thực vật Tương tự thế, nhà nông nghiệp dùng thuật ngữ Consumptive use để nhấn mạnh thực vật cần thiết lấy nước trình tạo sản phẩm thực vật biểu diễn tầm quan trọng sử dụng nước mà không nói đến đơn phạm vi toàn cầu, bốc nước mưa hai thành phần vòng tuần hoàn nước Sự bốc trả lại khí lượng nước tương tự lượng mưa rơi xuống bề mặt trái đất Khoảng 2/3 lượng nước mưa toàn bề mặt trái đất trở lại khí dạng bốc hơi, làm cho trở thành thành phần đơn lớn vòng tuần hoàn nước Trái đất (Baumagarter Reichel năm 1975) Cũng phạm vi toàn cầu, bề mặt trái đất cung cấp phần nước bốc hơi, phần lớn nước bốc từ bề mặt biển đại dương Điều gây ảnh hưởng lớn đến vận chuyển nước từ đại dương đến lục địa phạm vi rộng, tăng thêm lượng mưa cho vùng đất Sù bèc h¬i cịng rÊt quan träng viƯc kiĨm soát toàn lượng trái đất, ước tính khoảng 75% xạ mặt trời đến bề mặt trái đất phục vụ phần lớn cho bốc Phần xạ làm ấm khí kết hợp với mặt đất dẫn nhiệt đối lưu gọi sensơ (cảm ứng) nhiệt hay lượng hiệu ứng đo cảm nhận qua thay đổi nhiệt độ Năng lượng dùng để bốc hay ngưng tụ gọi hiển nhiệt Điều kéo theo thay đối trạng thái thay đổi nhiệt độ Hiển nhiệt bốc 2.47xMJkg -1 100C yếu tố quan trọng tĩnh học tích trữ nhiệt (energy budgets) Tổng lượng cần để 94 chuyển đơn vị thể tích nước sang nước khoảng gấp lần lượng dùng để đun nước từ đến 100 0C Phải nhấn mạnh khác biệt vật lý bốc từ nước, đất thực vật (Shuttleworth, 1993) Sự khác biệt chất kiểm soát bốc bề mặt Do đó, chương này, trình bốc miêu tả đầu tiên, sau đề cập khác biệt quan trọng bề mặt khác 4.2 Quá trình bốc Tính chất vật lý trình bốc có liên quan tới hai khía cạnh: (a) cung cấp lượng cần thiết bề mặt bốc hiển nhiệt bốc hơi, (b) diễn trình khuyếch tán không khí bề mặt bốc nhằm cung cấp điều kiện (mean) di chuyển nước sang trình bốc Bằng nhiều thuật ngữ đơn giản, trình bốc mô tả sau: Các phần tử khối nước, mặt hồ lớn màng mỏng hạt đất luôn chuyển động Tăng thêm nhiệt độ cho nước làm phần tử nhận thêm lượng di chuyển nhanh Kết gia tăng khoảng cách phần tử liên kết phần tử giảm Do nhiệt độ cao hơn, nhiều phần tử gần bề mặt có khả thoát khỏi bề mặt vào lớp thấp không khí bên Thực tế, tất bề mặt nước đưa nước đến phạm vi rộng hẹp hơn.Tương tự, để làm khô khí cần nước bốc hơi, phần tử nước lớp không khí thấp luôn chuyển động, số xuyên qua khối nước để lên áp suất riêng (hay tập trung) bị ảnh hưởng phần tử nước gọi áp suất nước áp suất riêng thường dùng thay cho áp suất tổng cộng, thay đổi áp suất không khí đo áp suất nước biến đổi lớn, đặc biệt khoảng 0.1 đến KPa, so với áp suất khí tổng cộng khoảng 100KPa (Oke, 1987; Trenberth, 1992) Tốc độ bốc thời điểm phụ thuộc vào cân tốc độ bốc phần tử nước vào khí tốc độ ngưng tụ phần tử từ khí (Hình 4.1) Nếu nhiều phần tử nước vào khí nhiều từ khí trở lại mặt đất, xảy bốc hơi, ngược lại phần tử nước trở lại nhiều bay vào lúc xảy trình ngưng tụ Hình 4.1 Bốc cân tốc độ bốc phần tử nước vào khí tốc độ ngưng tụ phần tử từ khÝ qun Trong ®iỊu kiƯn tÜnh tut ®èi, chun ®éng phần tử nước từ bề mặt bốc vào lớp không khí bên tăng dần lượng nước lớp thấp không khí bên Điều tiếp tục tăng cuối áp suất nước tăng tốc độ ngưng tụ bốc cân nhau, bốc diễn liên tục Không khí lúc bị bÃo hòa áp suất nước ảnh hưởng đến 95 bÃo hòa nước gọi áp suất nước bÃo hòa SVP, ký hiệu eo Tuy nhiên, thường trình khuyếch tán sinh xáo trộn rối xáo trộn đối lưu khí tầng thấp khí tầng cao, làm giảm đáng kể lượng nước cho phép bốc diễn Không khí ấm giữ ẩm nhiều không khí lạnh SVP tăng theo logarít nhiệt độ, ví dụ giá trị 1.228KPa ë 10 0C vµ 3.169 ë 25 0C Aristotle lµ người ghi nhận lượng nhiệt mặt trời gió quan trọng kiểm soát (điều kiển) bốc hơi, ta nhận thấy tốc độ bốc bề mặt nước cụ thể kiểm soát số biến khí tượng: Năng lượng đầu vào, độ ẩm không khí tốc độ di chuyển không khí làm cho nước tạo để di chuyển từ bề mặt bốc Nghiên cứu bốc tập trung vào phương pháp nhiệt lực học khí động lực học kết hợp hai yếu tố Vấn đề đề cập trước có liên quan đến cân lượng bề mặt bốc (cung cấp hiển nhiệt cần thiết) Các vấn đề đề cập sau lại liên quan đến thông lượng nước từ bề mặt bốc 4.2.1 Nhân tố nhiệt lực học ảnh hưởng đến bốc Phương pháp nhiệt học hay cân lượng bốc liên quan đến ước tính lượng ẩn nhiệt có sẵn nước để thay đổi trạng thái từ lỏng sang khí Nếu lượng tổng cộng dùng bốc tính được, ta biết hệ số hiển nhiệt tương đối đơn giản để tính độ sâu nước bốc Phương pháp gồm hai bước chính: (a) Xác định lượng có sẵn bề mặt bốc (b) Chia lượng thành vận chuyển hiển nhiệt ẩn nhiệt áp dụng phương pháp cân lượng để ước tính bốc từ bề mặt nước Angstrom tìm (1920) Bức xạ sẵn có Rn (đầu vào trừ đầu ra), phần sử dụng để đốt nóng không khí bên (H), phần đốt nóng bề mặt đất, nước thực vật (G), phần sử dụng bốc hiển nhiệt (E) cuối phần không đáng kể sử dụng để phát triển thực vật Do vậy, phương trình cân lượng cã thĨ viÕt d­íi d¹ng biĨu thøc sau: Rn=H + E + G (4.1) Rn đo máy vô tuyến G đo nhiệt ®é ®Êt, nh­ng hiĨn nhiƯt ®èi l­u (H) biÕn ®ỉi không khí bề mặt nước dễ đo trực tiếp Lượng bốc E(mm), nhân với hệ số ẩn nhiệt để chuyển sang đơn vị lượng Bước thứ hai phương trình cân lượng xác định tổng lượng nước sử dơng bèc h¬i, E R  H  G  E h  (4.2) Bowen(1926) cho r»ng tû sè thông lượng hiển nhiệt ẩn hiệt ( H ), bây E gọi Bowen , xác định từ đo nhiệt độ không khí áp suất nước hai mực, v v 96  Ts  Ta  es  ea  (4.3) gọi biểu ẩm không đổi (số biến đổi hàng tuần theo nhiệt độ), Ts trung bình nhiệt độ bề mặt, Ta trung bình nhiệt độ không khí, es áp suất nước bÃo hòa nhiệt độ Ts, ea áp suất nước thực tế không khí độ cao cho trước (thông thường mét ) Phương pháp giả thiết hệ số vận chuyển rối nhiệt nước khuyết tán rối c©n b»ng R  G  E n  1 (4.4) Do giá trị thấp vùng bốc nơi xạ lớn sử dụng cho việc bốc cao nơi nước vận chuyển hiển nhiệt vượt trội Vì thế, giá trị điển hình tăng từ 0.1 vùng biển nhiệt đới 0.1-0.3 rừng ẩm ướt, từ 0.4 -0.8 rừng ôn đới đồng cỏ, 2-6 cho vùng bán khô cằn 10 cao sa mạc (Oke, 1987) Phương pháp đòi hỏi đo đạc xác xạ, thông luợng nhiệt đất mặt cắt (profil) thẳng đứng nhiệt độ độ ẩm Mặc dù số đo thu qua nghiên cứu tình chúng cho thấy giới hạn thực tế để áp dụng vào phương pháp cân lượng việc tính toán bốc hàng ngày Bảng 4.1 Giá trị albedo trung bình điển hình bề mặt tự nhiên lựa chọn (dựa vào sè liƯu thu thËp cđa Lee, 1980; Brutsaert, 1982; Oke,1987) Bề mặt Nước lớn Tuyết Đất Cỏ Vùng nông nghiệp Rừng (Tạm thời) Rừng (Có hình chóp) Điều kiện Albedo Góc thiên đỉnh nhỏ tới 0.05 - 0.15 0.30 - 0.90 0.05 - 0.35 0.20 - 0.30 0.15 - 0.25 0.15 - 0.20 0.05 - 0.15 Old ®Õn Fresh Èm/­ít sang nhẹ/khô Cân lượng bề mặt bốc ảnh hưởng chủ yếu albedo (khả phản xạ) bề mặt, phần xạ đến mà bị phản xạ trở lại khí Các giá trị điển hình bảng 4.1 cỏ, vùng nông nghiệp cối Cần phải ý giá trị thực thay đổi theo thời gian Các giá trị albedo thay đối theo góc mặt trời màu sắc thực vật, đà minh họ hình 4.2 Nói chung, với góc mặt trời màu sắc thực vật định, giá trị albedo tăng thực vật cao thực vật thấp có nhiều khả hấp thụ cách nhận phản xạ vòm trời Toàn albedo bề mặt trái đất (đất đại dương) khoảng 0.15 (albedo hành tinh cao khoảng 0.3 so với mặt đất có mặt mây) Nếu hệ thực vật bao phủ vùng theo Shuttleworth (1993) có giá trị 0.23 4.2.2 Nhân tố khí động học 97 Phương pháp khí động học (hoặc dòng chảy hơi) liên quan đến khuyếch tán nước lên từ bề mặt bốc hơi, liên quan đến sức làm khô không khí, bao gồm độ ẩm, tốc độ nước khuyếch tán khỏi bề mặt bốc vào khí Nói chung, bốc từ bề mặt định điều kiện khô, ấm lớn nhất, điều kiện lạnh ẩm ướt, không khí ấm, áp suất nước bÃo hòa (es) nước cao không khí khô, áp suất nước thực (ea) nước không khí thấp.Bởi vì, điều kiện khô,ẩm độ hụt bÃo hòa (es-ea) lớn ngược lại điều kiện ẩm, lạnh nhỏ Do có mối quan hệ độ lớn độ hụt bÃo hòa tốc độ bốc Hình 4.2 Các giá trị albedo tỷ lệ nghịch với góc mặt trời, vùng nông nghiệp Chú ý giá trị albedo tăng sau điểm sương vào 18/08 (dựa vào biểu đồ gốc Monteith Szeicz, 1961) Rõ ràng là, gió mạnh ảnh hưởng đến hoạt động rối không khí nhiệt độ khác lớn bề mặt lớp không khí bên trên, lớn hiệu ứng đối lưu Phương pháp động lực học bốc từ bề mặt từ bề mặt ẩm Dalton (1802) nhấn mạnh thuật ngữ chất lượng Ông cho nhân tố khác giữ không đổi bốc tỷ lệ thuận với tốc độ gió độ hụt áp suất n­íc, v v VÝ dơ, sù kh¸c cđa ¸p suất nước bÃo hòa nhiệt độ 98 bề mặt nước so với áp suất nước thực không khí bên lớn bốc lớn Định luật Dalton mặc đầu chưa khai triển thành công thức toán học, quy tắc có nhiều điểm tương đương với nghiên cứu bốc E = f(u)(es-ea) (4.5) f(u) hàm tốc độ gió, es áp suất nước bÃo hòa bề mặt, ea áp suất nước thực không khí tự độ cao tham khảo (thông thường - 2m) Dưới áp suất thấp vài milimét không khí di chuyển thành hàng thẳng trơn, đường cong theo hướng, gọi chuyển động tầng (laminar) Khi lớp không khí này, ma sát không khí lớn mặt đất tạo thành lốc xoáy không khí di chuyển động hỗn loạn, quanh co, lên xuống bất thường gọi chuyển động rối, tiêu biểu mặt cắt đường dòng gió giật với rối loạn lớn Đây lớp biên hành tinh, chuyển động rối lớn phụ vào độ gồ nghề bề mặt sức mạnh gió Sự đối lưu ma sát rối chế chủ yếu cho tính chất tồn di chuyển không khí, giống nước, động lượng, nhiệt, CO2 xa khí quyển, hướng bề mặt đất Cường độ xoáy lớn ảnh hưởng đến phân tán hay khuyếch tán phần tử nước vào khí Quá trình có đặc tính vận chuyển qua chất lỏng gọi khuyếch tán Trong tầng lớp biên gần với bề mặt vận chuyển thẳng đứng theo dạng khuyếch tán phần tử, quy mô lớn với gió thổi bề mặt khuyếch tán rối tự nhiên trở nên quan trọng nguyên nhân chủ đề thảo luận phần sau Thông lượng thẳng đứng thực thể (s) khoảng ccách thẳng đứng (z) tương đương với gradent tập trung (ds/dz): ds Flux K (4.6) dz Nhân tố tương đương K gọi hệ số vận chuyển rối (hoặc gọi khuyếch tán xoáy rối) K số mà biến đổi theo kích thước xoáy khoảng cách bề mặt Các giá trị điển hình từ 10-5m2s-1 (gần đến bề mặt) đến 10 +2m2s-1 (Grance, 1983) Vì giá trị phụ thuộc nhiều vào đặc điểm chuyển động rối thực thể riêng biệt chuyển động Các nhà khí tượng thường sử dụng giả thiết đơn giản, gọi Quy tắc tương đương, cho thực thể khác vận chuyển với điều kiện tương đương nên giá trị K Sự xáo trộn rối lớp biên làm cho không khí đồng nhất, mang đặc tính khí từ nơi tập trung cao đến nơi tập trung thấp (như nhiệt nước) làm cho chúng cân tất độ cao Do vậy, nước công thêm vào đáy lớp biên bốc phân tán khuyếch tán trên, gradient lượng ẩm không khí cao bề mặt đất thấp đỉnh lớp xáo trộn rối Vì cường độ xáo trộn không đổi, tăng tốc độ bốc thấy rõ tăng gradient ẩm lớp biên Tương tự, với tốc độ bốc không đổi, biến đổi gradient ẩm thay đổi lại cường độ xáo trộn Theo đó, xác định tốc độ bốc từ bề mặt nhờ gradient ẩm cường độ xáo trộn rối Lượng ẩm tốc độ giá cần đo đạc hai độ cao tối thiểu biết lớp xáo trộn Thông lượng thẳng đứng thực thể, T, độ cao a b xem xét mối liên hệ ràng buộc sau: 99 Flux Ta Tb (4.7) b hệ số khí động lực cản (resistance) lớp biªn (   1 / K dz ), a nghĩa đo ràng buộc tính nước di chuyển bề mặt thực vật vào khí xung quanh Độ xáo trộn gần liên hệ với vận tốc gió bề mặt gồ ghề, ma sát rối tăng rối đối lưu nơi có gradient thích hợp nhiệt độ không khí trung bình khỏi bề mặt bốc Lượng xáo trộn đối lưu phụ thuộc vào tính ổn đinh khí quyển, kiểm soát gradient nhiệt độ thẳng đứng không khí - tốc độ giảm áp môi trường - ERL (xem mục 2.1.1) Nếu ERL tương tự với tốc độ giảm áp đoạn nhiệt khô, DALR (khoảng 0.98oC 100m) phần tử không khí vận chuyển lên (hoặc ®i xng) rèi sÏ lµm thay ®ỉi nhiƯt ®é không khí mật độ thay đổi tương tự không khí xung quanh Đây gọi ổn định phiếm định rối vận chuyển tác động đối lưu, v v dựa vào gradient áp suất Những điều kiện có xu hướng xuất xung quanh thời gian mặt trời mọc lặn ngày âm u trời đầy mây (Grace, 1983) Mặt khác, gradient nhiệt độ thẳng đứng không khí khác với DALR, có thêm rối ảnh hưởng ®Õn ®èi l­u tù Dùa vµo profil nhiƯt ®é thẳng đứng tăng (điều kiện bất ổn định) giảm (điều kiện ổn định) tổng vận chuyển rối Dưới điều kiện bất ổn định (ELR>DARL) phần tử không khí lên làm lạnh chậm ELR nhẹ không khí xung quanh tiếp tục lên Trong điều kiện di chuyển thẳng đứng xoáy gia tăng Ngược lại, điều kiện ổn định phần tử không khí làm lạnh nhanh không khí xung quanh chuyển động thẳng đứng bị giảm Tính ổn định không khí thuờng thay đổi vào ban ngày; ELR tăng suốt ngày, đạt đến giá trị cực đại vào đầu chiều Kết hợp với hoạt động đối lưu tăng tính không khí với tăng cường độ rối độ sâu lớp biên hành tinh từ 1-2 km Ngược lại, vào ban đêm, mặt đất lạnh điều kiện giảm áp thường thay nghịch nhiệt Điều làm giảm tính không khí, ẩm ướt làm giảm hoạt động đối lưu khử hiệu ứng chuyển động rối không khí vào đêm trời yên tĩnh, hầu hết xảy dòng chảy tầng 4.3 Ước tính bốc Mặc đầu bốc quan trọng vòng tuần hoàn nước, khó để đo dạc tính toán thành phần quan trọng cân nước để xác định độ xác (Oliver, 1983) Không số biến thủy văn khác, dòng chảy hay mưa đo trực tiếp lượng bốc nói chung đo gián tiếp Một số phương pháp trực tiếp đà phát triển đề cập đây, chúng không sử dụng rộng rÃi bên môi trường nghiên cứu Có hai phương pháp lớn để đo bốc (Shuttleworth, 1993) Cách tính đơn giản dễ bao gồm đo đạc nước lỏng bề mặt cách tính phức tạp gần dùng phương pháp thông qua thông lượng nước thẳng đứng 100 4.3.1 Sự nước lỏng-phương pháp đo bốc đơn giản Có vài phương pháp trun thèng ®Ĩ ®o sù mÊt n­íc láng (vÝ dơ Shaw, 1994) Mỗi phương pháp có ưu điểm hạn chế Thiết bị đo bốc gồm bể nhỏ đầy nước mà từ nước bốc h¬i qua mét vËt chÊt xèp t­¬ng tù nh­ mét bề mặt bốc Sự nước bề mặt ẩm cho ta dấu hiệu sức làm khô không khí, kết không thay đổi theo độ sâu nước bề mặt đất Một đo đạc hữu ích đưa từ bốc thường gọi pan, thùng nước để trời Bằng việc đo đạc thường xuyên thay đổi mực nước việc hiệu chỉnh mưa nước thêm vào hay chuyển (để giữ mực nước phạm vi đó) nước bốc xác định (WMO, 1994) Do chế tạo hoạt đông đơn giản chúng, thùng bốc pan sử dụng rộng rÃi có 20 loại khác giới Một số thùng bốc pan này, bao gồm loại sử dụng rộng rÃi nhất, Class pan A cục thời tiết Mỹ, đặt mặt đất khác đặt lòng đất với mép chúng nằm cao mặt đất vài centimet Thật không may tất diện tích bề mặt chúng nhỏ (điển hình 1-3m2) thiết kế cho thùng bốc pan dạng hồ (pans exaggerration lake evaporation) Hơn nữa, có tính chất dễ thay đổi; chúng không vấn đề bề mặt pan (raise pan) dòng nhiệt thay đổi từ mặt đất pan chìm (sunken pan), chúng bị ảnh hưởng bình lưu Kết quả, cần áp dụng hệ số thực nghiệm pan để giảm giá trị nhằm làm phù hợp với hồ thực vật xung quanh Giá trị hàng năm hệ số pan Class A để sử dụng cho hồ thường giá thiết 0.7 (Winter, 1981) hệ số biến đổi lớn năm vị trí biến đổi lớn chu kỳ ngắn tháng riêng lẻ (Oroud, 1998) Pan chí cung cÊp chØ sè bèc h¬i nhá h¬n tõ mét bỊ mặt đất bề mặt nước trời, có vài khác biệt bao gồm phản xạ nhiệt, bề mặt gồ ghề tích trữ nhiệt Tuy nhiên, chúng sử dụng rộng rÃi, đặc biệt nước phát triển Doorenbos Pruitt (1977) cung cÊp h­íng dÉn lùa chän hƯ sè pan ®Ĩ ­íc tÝnh sù vËn chun n­íc cho mïa màng-giá trị thay đổi từ 0.4 đến 0.85 phụ thuộc vào điều kiện đất đai Một kỹ thuật khác xây dựng cân nước cho thủy văn tách khối đất thực vật gọi thẩm kế Thiết kế đơn giản đặt thùng hình ống vào hố đào đất, điều khác về cách làm đất thực vật Một trạng thái tốt đất thấm nước nằm lớp đất không thấm đất sét nặng, kéo theo tường hay màng che đưa vào mương cắt đào đến đáy lớp đất sét Khi đó, bốc tính toán từ cân khối lượng khác mưa nước thoát đi, cách dẫn đến sai số đo Tuy nhiên, phương pháp cân nước sử dụng địa điểm cần chọn cẩn thận kiểm soát hoạt động thẩm kế mở rộng nghiên cứu đầy đủ (toàn bộ) yếu tố khác hứng nước mưa Kết đo đạc đà cung cấp số chứng hữu ích hợp lý tốc độ bốc biến đổi chúng thay đổi thùc vËt hay ®Êt sư dơng (xem mơc 9.3) Cã kỹ thuật đặc biệt khác để đo bốc thoát Độ quang hợp riêng lẻ sử dụng ẩm kế (prometer) để đo, công việc nặng nhọc Tốc độ vận chuyển nhựa với thân riêng lẻ sử dụng cân nhiệt kỹ thuật xung điện để đo (Swanson, 1994; Smith Allen, 1996), bốc thoát toàn thực vật tính việc sử dụng phương 101 pháp cân đơtơri (Calder, 1992) Tất phương pháp gặp trở ngại từ việc ngoại suy từ riêng lẻ cho rừng 4.3.2 Phương pháp phức tạp-thông lượng nước Phương pháp đo vận chuyển thẳng đứng nước từ bề mặt bốc với lớp biên rối Nếu đo gần bề mặt tốc độ dòng nước lên gần với tốc độ trao đổi bề mặt Có hai phương pháp (Oke, 1987): phương pháp mặt cắt hay phương pháp thông lượng gradient dựa vào đo đạc gradient thẳng đứng phương pháp thông lượng xoáy hay tương quan xoáy đo trực tiếp thông lượng nước (a) Phương pháp đo mặt cắt dựa vào giả thiết bề mặt đồng rộng xoáy rối vận chuyển động lượng, nhiệt nước cân lẫn hệ số vận chuyển chúng giả thiết khoảng độ cao định Ta sử dụng hai cách Đầu tiên, phương pháp mặt cắt khí động học đo khác hai đặc tính phạm vi độ cao biết thông lượng chúng thông lượng khác có Do vậy, đo đạc tốc độ gió hai độ cao thông lượng độ đứt gió - giả thiết bảo toàn cân nước nhiệt độ động lượng - thông lượng hiển nhiệt có từ đo đạc áp suất nước cung độ cao Cũng tương tự thông lượng ẩn nhiệt có việc đo nhiệt độ không khí hai mực Phương pháp yêu cầu đo đạc xác thực tế số đo hai độ cao thích hợp Giả thiết ổn định phiếm định (không có hiệu ứng nổi) hạn chế điều kiện sử dụng Thứ hai, tỷ số Bowen hay phương pháp cân mặt cắt làm giảm hạn chế giả thiết hệ số vận chuyển nước (Kv) hiển nhiệt (Kh) nhau, khác với hệ số động lượng (Km) Do vậy, phương pháp không hạn chế đến điều kiện phiếm định Nó chia phần lượng có sẵn, Rn, ẩn nhiƯt vµ hiĨn nhiƯt dùa theo tû sè  R G QE n (4.8) Cần thiết đo xạ thuần, nhiệt độ không khí độ ẩm hai độ cao (tính từ phương trình 4.3), cộng với thông lượng nhiệt đất, G Nó cung cấp đo đạc xác phương pháp khí động lực Cần ý cẩn thận bề mặt gồ ghề rừng canopy; có xáo trộn rối nhiều hơn, gradient thẳng đứng nhỏ bề mặt nhẵn Những giới hạn độ xác dụng cụ ®o (vÝ dơ nhiƯt ®é sai kh¸c ®Õn 10-3 o C) cần thiết đo khoảng độ cao lớn, có lẽ tương đương với độ cao rừng Vấn đề đo đạc thông lượng nhiệt đất đà Passerat de Silans mô tả 1997 Trong hai phương pháp xác định thông lượng thường áp dụng cho gradient trung bình khoảng thời gian tối thiểu 30 phút để làm trơn dao động ngẫu nhiên chúng không ổn định trạm yêu cầu thông lượng trung bình chu kỳ ngắn (Monteith Unsworth, 1990) Tốc độ bốc xác định dựa vào độ ẩm nhỏ tốc độ gió khác phạm vi không cao lớp biên Tuy nhiên, số lần độ xác công cụ thám sát phải cao (b) Phương pháp thông lượng xoáy hay phương pháp tương quan đo trực tiếp thông lượng nước với lý thuyết giả thiết kỹ thuật khí 102 tượng ưa chuộng (Shuttleworth, 1993) Đo thông lượng nước (hiển nhiệt) không khí hỗn loạn yêu cầu đo tức thời đồng thời tốc độ thẳng đứng mật độ nước (hoặc nhiệt độ không khí) Do vậy, nước để vận chuyển lên chuyển động rối không khí cần thiết trung bình chuyển động lên không khí ẩm với dòng không khí xuống tương ứng Phương pháp lần Swinhank (1951) đề cập Hệ thống thí nghiệm triển khai nhiều năm (ví dụ Taylor Dyer, 1958; McIlroy, 1971), đến cuối năm 1980 phát triển cần đến độ xác dung lượng tính toán mang lại hệ đáng tin cậy sử dụng chu kỳ dài Viện thủy văn Hydra Anh Quốc (tập đoàn Shuttleworth, 1988) có hệ thống tương quan xoáy so với thiết bị đo gió siêu âm với cảm biến nhiệt ẩm kết hợp với mạch vi xử lý để phân tích tổng hợp kết đo đạc cánh đồng Đây công cụ đo xách tay thuận tiện sử dụng nghiên cứu đồng rng trªn thÕ giíi, sư dơng sè liªn tơc tính toán thông lượng với mạch vi xử lý công suất nhỏ Những phát triển bao gồm xem xét đến chuyển động không khí ba chiều để cung cấp số đo địa hình gồ ghề, thông lượng CO2 Moncrieff (1997) đà mô tả hệ thống tượng tự dựa vào cảm biến có sẵn Những loại dụng cụ đo thực tế phải có khả thay đổi lớn vận tốc độ gió thẳng đứng toàn nghiên cứu (nhiệt ẩm) có khả ăng tạo trình hợp lượng liệu lớn Thời gian cần thiết để phản ứng lại phụ thuộc vào kích thước rối Trên cách rừng gồ ghề với gió xoáy lớn cảm biến hoạt động tần số 0.1-10Hz đủ, bề mặt cần đến tần số tuơng ứng 0.001 (Monteith Unsworth, 1990) Nhiều dụng cụ cần thiết để đo chưa chuẩn hóa, đòi hỏi giới hạn bảo dưỡng kỹ thuật bÃo dưỡng tốn Nhờ vào yêu cầu số liệu đặc biệt ước tính bốc hàng ngày trọng nhờ lượng bốc ước tính từ mô hình thực nghiệm bán thực nghiệm hệ thống bốc đầu vào mô hình bao gồm ước tĩnh sẵn có, đặc biệt bốc tổng cộng từ bề mặt phủ thực vật phương pháp thông thường tính tổng lượng bốc Mẫu đo Tất phương pháp để đo bốc từ nước, đất hay bề mặt thực vật, với phương pháp lý thuyết đà thảo luận phần lại chương gặp vấn đề điểm mẫu đo Hầu hết gặp vấn đề không xác bình lưu, mà bình lưu tỷ lệ với kích cỡ bề mặt bốc Do thực tế thường khó biết số đo biểu diễn giá trị bốc cánh đồng, đường dẫn nước hay quy mô vùng Tuy nhiên, Gasn (1986) chuyển phương pháp đơn giản vùng đo đạc khí tượng quy mô nhỏ hàm độ cao độ gô ghề khí động lực 4.4 Bốc từ bề mặt khác Như đà đề cập từ trước, chất vật lý bốc không quan tâm đến bề mặt bốc hơi, bề mặt khác chịu trình bốc khác Sự khác thảo luận ba loại bề mặt lớn: nước trời, đất lớp phủ thực vật 4.4.1 Bốc từ nước trời 103 Eucalyptus ấn Độ đây, chế độ mưa theo mùa cao, nước chặn giữ lớn, bốc tổng cộng lớn mưa loài Eucalytus có lỗ khí khổng lớn, đất trồng đặc biệt khu vực nghiên cứu chu kỳ sinh trưởng, đà ảnh hưởng tới mỏ nước ngầm đất vùng nước nông Hình 4.9 Hình dạng ban ngày thành phần tích trữ nhiệt rừng Douglas trẻ Blaney thuộc British Columbia (Từ biểu đồ gốc McNaughton Black, 1973) Hình 4.9 thành phần tích trữ lượng đo cho rừng Douglas trẻ Blanay thuéc British Columbia (McNaughton vµ Black, 1973) vµ chØ cho biết , bốc đà tính tỷ lệ đáng kể lượng bốc sẵn có, thông lượng hiển nhiệt từ tán tương đối khô đà đuợc số hóa Thực vật pha trộn Ngoại trừ trường hợp đặc biệt vụ mùa nông nghiệp khu đất trồng rừng, bề mặt thực vật bao gồm loại pha trén Mét vÝ dơ nh­ tr­êng hỵp rõng cđa thực vật thấp tầng Trong vùng rừng mở phát triển mạnh mẽ, lượng bốc thoát vùng chiếm 50% bốc thoát tổng cộng rừng mùa sinh trưởng (Black Kelliher, 1989) Bốc thực vật đóng góp tương đối bốc thoát tổng cộng rừng thực vật tầng thực vật tầng làm thay đổi điều kiện môi trường Roberts (1980) đà nghiên cứu với rừng thông Scots với dương xỉ tầng dưới, thấy dương xỉ đóng góp khoảng 25% bốc thoát ®iỊu kiƯn th­êng; hoa hång ®ãng gãp 60% ®iỊu kiện ẩm khô Qua ta thấy dưong xỉ ảnh hưởng thông độ hụt áp suất nước lớn 119 Hình 4.10 Bốc từ rừng gỗ cứng Canada mà tán ban đầu bị ẩm (LEw) sau liên tục làm khô (LEd) suốt ngày (Từ biểu đồ gốc cảu Singh Szeicz, 1979) Thực vật thưa thớt Thảm phủ thực vật thưa thớt thảm phủ không liên tục tồn hai loại bốc hơi: bốc thực vật bốc mặt đất Kết nghiên cứu cđa Baumgatner (1967) cho thÊy bèc h¬i thùc vËt nhá chiếm 10% đến 25% bốc mặt đất lớn, chiếm 45% bốc tổng cộng Hình 4.11 Bốc trực tiếp từ đất thực vật , sau m­a, tÝnh cho hai lÇn mÊt n­íc bốc thoát (Từ Wallace, 1989) Đo đạc khí tượng phạm vi nhỏ cho kết bốc tổng cộng cho thực vật thưa thớt không cho giá trị bốc riêng biệt Wallace vµ Holwill (1997) sư dơng hƯ thèng tû sè Bowen để gần với bề mặt đất để đo bốc trung bình vùng nhỏ với t nhỏ từ khoảng đất trống vùng rừng patterned đất trống Niger Bốc đất trồng tính 28% mưa hàng năm có phần trăm cao năm khô Wallce (1989) báo cáo chi tiết nghiên cứu trình bốc đất trồng khô thưa thớt điển hình nhiều vùng mưa thấp Châu Phi Trung Đông Trong điều kiện thực vật này, bốc trực tiếp từ đất lớn lớn gấp lần bốc thực vật (xem hình 4.11) Shuttleworth Wallace (1985) đà đưa công việc đồng qua đo đạc sản lượng mùa màng thu hoạch đặc 120 trưng ảnh hưởng đến bốc giữ nước đất, thông lượng nhiệt để tính toán tiềm bốc thực vật thưa thớt 4.6 Mô hình hóa bốc Mặc dầu đà tiến hành đo đạc yếu tố bốc (ví dụ đo xạ, tốc độ gió độ ẩm), tốc độ bốc thùc tÕ rÊt khã ®o hay ­íc tÝnh sù ảnh hưởng phức tạp yếu tố khí tượng nhân tố bề mặt Do đó, để ước tính bốc hàng ngày, đặc biệt từ bề mặt bao phủ thực vật ta cần ý đến việc sử dụng mô hình thực nghiệm bán thực nghiệm, yêu cầu số liệu sẵn có đo đạc khí tượng hàng ngày 4.6.1 Bốc tiềm bốc khả Đơn giản hóa quan trọng xác định bốc khái niệm bốc tiềm Ep, Ep xác định đòi hỏi khí tượng, khác với bốc thực tế Ea Từ tốc độ bốc tiềm dẫn đến ước tính bốc thực tế dựa vào thành phần thủy lý đất mô hình toán Khái niệm bốc tiềm giả thiết nước bốc thoát nước không giới hạn tất thời gian đủ dài để cung cấp nước cho yêu cầu bay thực vật Thornthwaite (1994) đà xác định Sự nước xuất thời gian độ thiếu hơt n­íc cđa ®Êt xt hiƯn ®Ĩ thùc vËt sư dụng phục vụ bốc qua Tiếp đến, thay đổi khái niệm có giới hạn áp dụng bốc thực cách liên tục thảm xanh thực vật; ví dụ Penman (1956) đà định nghĩa bốc tiềm sau bốc từ bề mặt trải rộng vụ mùa phát triển mạnh thời gian ngắn bề mặt hoàn toàn phủ cát độ cao đồng không thiếu nước Qua khảo sát gần thấy giá trị định nghĩa hơn.Thuật ngữ bốc khả xét theo nghĩa rộng cần xét đến ảnh hưởng chuyển động bình lưu nhỏ bề mặt ảnh hưởng độ cao thực vật, mức độ đồng thực vật, địa hình địa mạo chuyển động nước đất Với định nghĩa này, bốc khả đánh giá ảnh hưởng khí hậu ảnh hưởng phản xạ nhiệt mặt đất lỗ khÝ khỉng thùc vËt kh¸c Nh­ vËy theo nghÜa rộng bốc tiềm áp dụng vào thực tế bị loại bỏ phải xét tíi nhiỊu u tè Tuy vËy nã chØ thÝch hỵp cho vùng đồng cỏ rộng lớn môi trường giàu ẩm Trong trường hợp lý thuyết chứng thí nghiệm khác hình dạng độ cao thực vật bao phủ tích lũy lượng bình lưu quy mô lớn ảnh hưởng đến tốc độ bốc hơi, chí điều kiện ẩm Anh hay Hà Lan, tốc độ bốc thực vật điều kiện tích trữ nước tối ưu vượt bốc khả Hơn nữa, Chương bốc nước giữ thân thực vật vượt qúa tốc độ bốc thoát từ lớp phủ thực vật Những giá trị bốc khả thường đo tác động chống lại di chuyển nước qua đất-thực vật-khí Thực vậy, xung quanh khái niệm bốc tiềm chứa ẩn ý mơ hồ Do cần có khái niệm đơn giản Thornthwaite Penman đà đề nghị Trong hiểu biết bốc khả đưa đến giới hạn bốc môi trường định, Lhomme (1997) đà phác thảo số khác vốn có môi trường khác Đầu tiên ông đà cung cấp định nghĩa xác điều kiện bề mặt lý tưởng lý số tác giả 121 thích thuật ngữ bốc tham khảo (ví dụ, Shuttlewoth, 1993; Allen, 1994a, 1994b) Thø hai, «ng cho r»ng nÕu bề mặt đủ rộng để ngăn chặn bình lưu địa phương, đà yêu cầu định nghĩa, có mối liên hệ chặt chẽ trình bốc biến khí tượng Do vậy, không khí di chuyển qua bề mặt rộng tương ứng với cung cấp nước cho bốc làm tăng độ ẩm không khí lạnh không khí (do ẩn nhiệt bốc hơi) đạt cân nhiệt bề mặt Tuy nhiên thực hành, bốc tiềm thường tính điều kiện tích trữ nước bề mặt, dẫn đến nhiệt độ không khí tăng cao (do xạ dẫn đến hiển nhiệt cao hơn) độ ẩm không khí thấp Trong điều kiện bề mặt ẩm tương ứng với cung cấp nước đất cho phép xảy bốc thực với tốc độ bốc tiềm xác định lớn thay ®ỉi cđa c¸c u tè khÝ qun; ®iỊu kiƯn ngược lại bốc thực tế xảy với tốc độ thấp ảnh hưởng lớn đến thực vật đất 4.6.2 Mô hình bốc khả Thornthwaite (1948) đưa công thức tính bốc khả thực vật dựa vào số liệu đo thẩm kế thám sát đặt vùng trung tâm phía Đông nước Mỹ Bốc khả hàng tháng tính hàm mũ nhiệt ®é kh«ng khÝ E p  10t Ia (4.14) t nhiệt độ ttrung bình tháng (oC), I số nhiệt hàng năm (định nghĩa dưới) a hàm lập phương I Các số nhiệt hàng năm tổng chØ sè nhiƯt cđa 12 th¸ng t i  5 1.514 (4.15) Chỉ yêu cầu số liệu nhiệt độ không khí trung bình nhiệt độ lúc bình minh (để điều chỉnh độ dài ngày không cân tháng) Cho nên, phương pháp xuất để thí nghiệm cực trị giải thích cho lý Tuy nhiên, lựa chọn mô hình thực nghiệm Thornthwaite có cân nhắc kỹ càng, lựa chọn ông nhiệt độ không khí trung bình thay đổi có ảnh hưởng đến bốc khả (Thornthwaite Hare, 1965) Ông đà chứng minh lựa chọn nhiệt độ không khí trung bình mặt đất có mối liên hệ chặt chẽ phần xạ sử dụng để đốt nóng phần sử dụng để bốc điều kiện thích hợp với tốc độ bốc tiềm năng, ví dụ đất luôn ẩm (Thornthwaite,1954) Nghĩa là, ảnh hưởng thông qua mô hình Thornthwaite thực tế, nhiên, ước tính bốc tiềm cần tham khảo trực tiếp cân xạ bề mặt bốc Mô hình Thornthwaite chấp nhận rộng rÃi nghiệp vụ khác, yêu cầu số liệu vừa phải dễ sử dụng Công thức dường làm việc tốt với nhiệt độ khí hậu lục địa Bắc Phi tương quan nhiệt độ phát xạ lớn (ví dụ Mather, 1954; Sanderson, 1950) Tuy nhiên, trường hợp khác, có thành công Kết tính toán tăng lên không cho đánh giá tốc độ bốc thoát khí hậu khô (Monteith, 1985) 122 Trong trình diễn biến năm, nhiệt độ không khí trễ sau xạ nhiệt độ không yếu tố lượng ảnh hưởng tới bốc Hà Lan, Van Wijk de Vries (1954) đà ý suốt tháng tháng nhiệt độ không khí trung bình tương tự nhau, xạ mặt trời có ba thời điểm lớn tháng Trên chu kỳ ngắn ­íc tÝnh cđa Thornthwaite cã thĨ kh¸c víi c¸c gi¸ trị thám sát đo thẩm kế, độ xác tăng lên xem xét chu kỳ dài Phương pháp đưa đến kết nghèo nàn vùng giống Bristish Isles bình lưu ảnh hưởng lớn thường xuyên có thay đổi khối khí dẫn đến thường xuyên làm thay đổi nhiệt độ độ ẩm trung bình không khí, tương ứng với thay đổi xạ Thậm chí, suốt tháng mùa hè, giá trị Ep lớn đáng kể điều kiện khối khí ổn định có xu hướng chiếm ưu thế, mối liên hệ nhiệt độ, cân xạ bốc chặt chẽ Thật không may ông Thornthwaite đà quan tâm đến điều kiện mô hình áp dụng cho điều kiện khác lại thường không thấy rõ nguyên nhân, mà nguyên nhân trở ngại để phát triển mô hình bốc hợp lý Đó khiếm khuyết không hiểu biết mô hình lại áp dụng cho khắp nơi (Thornthwaite, 1948) Sau xin giới thiệu mô hình a) Mô hình Penman-Monteith Mặc dầu đòi hỏi số liệu lớn mô hình Thornthwaite, mô hình bốc Penman-Monteith thiết lấp chắn, không xác định định lượng bốc hàng ngày mà sở khái niệm đầy đủ đưa nghiên cứu bốc nơi thập kỷ gần Penman (1948) đà phát minh mô hình bốc khả bao gồm phương pháp vận chuyển rối phương pháp cân lượng Penman trình bày lại dạng thay đổi không đáng kể mô hình năm (1952, 1954, 1956, 1963) Về bản, có phương trình Phương trình đo sức làm khô không khí Giá trị tăng với độ hụt bÃo hòa lớn, điều không khí khô tốc độ gió cao có liên quan chặt chẽ Do vậy, phương trình chia phần cho vận chuyển rối đưa dạng sau: u  E a  0.35e a  e d 1   mm / d  100  (4.16) ë đây, ea áp suất nước bÃo hòa nhiệt độ không khí trung bình, ed áp suất nước bÃo hòa nhiệt độ điểm sương, hay áp suất nước thực tế nhiệt độ trung bình không khí, u tốc độ gió (dặm/ngày) độ cao 2m mặt đất Phương trình thứ hai cung cấp ước ượng xạ H (Penman thay R b»ng H v× sư dơng H th­êng xuyên hơn) để tính bốc từ xạ sóng ngắn dài từ bề mặt bốc có dạng sau: H = A-B mm/d (4.17) đây, A xạ sóng ngắn đến B xạ sóng dài Đại lượng A, B tính biÓu thøc nh­ sau: 123   n  A  1  r Ra  0.18  0.55   mm / d    N   (4.18)    n  B   Ta4  0.56  0.90 ed  0.10  0.90    mm / d     N (4.19) r hệ số phản xạ bề mặt bốc hơi, Ra cương độ xạ lý thuyết chân không, biểu diễn bốc đơn vị, n/N tỷ số số chiếu thực số chiếu nắng có thể, Ta4 xạ quay lại lý thuyết vùng khí chân không, Ta nhiệt độ không khí trung bình đơn vị Kenvil; vµ  lµ h»ng sè Stephan-Boltzman, vµ ed nh­ phương trình 4.16 Penman giả thiết thông lượng nhiệt vào từ đất, biểu diễn khoảng phần trăm tổng lượng bực xạ đến (Pearl, 1954) đủ nhỏ để bỏ qua, ông đà chia phần đơn giản xạ đốt nóng không khí tạo nên bốc Phần sử dụng bốc ước tính kết hợp phương trình (4.16) (4.17) để đưa đến:  E    H  Ea                 1        (4.20) Trong ®ã  ®é dèc cđa ®­êng cong áp suất nước bÃo hòa nhiệt độ không khí trung bình Quan hệ (4.20) giả thiết cân hệ số nước hệ số vận chuyển nhiệt đối lưu, yêu cầu phù hợp tốt với gió điều kiện bất ổn định phù hợp với điều kiện xạ mạnh gió nhẹ Kết hợp hai số hạng phương trình Penman, số hạng khí động lực số hạng bốc Ea biểu diễn sức làm khô không khí số hạng lượng H ướng lượng giá trị xạ Liên hệ quan trọng số hạng bốc tổng phụ thuộc vào tỷ số không thứ nguyên Giá trị nhân tố trọng số thay đổi theo nhiệt độ không khí, ví dụ, tương ứng 1.3 10 oC, 2.3 20 oC (Penman, 1963) Do suốt tháng màu hè ấm, bốc tổng cộng lớn, số hạng xạ có trọng lượng lớn số hạng bốc Trong vùng ẩm, H lớn Ea, vµ vËy H cã xu thÕ trë thµnh sè hạng trội phương trình Mặt khác, điều kiện xạ không, bốc xác định số hạng khí động học (Calder, 1990) Trong dạng phương trình này, phương trình Penman (1948) mô tả bốc từ bề mặt nước trêi, Eo Eo cã liƯn hƯ víi mét bỊ mỈt thùc vËt, ET, b»ng sư dơng mét hƯ sè f, ví dụ ET = fEo, hệ sè f cho cá thay ®ỉi tõ 0.8 mïa hè 0.6 mùa đông Tiếp đến, điều bốc khả thực vật thu trực tiếp kết hợp hệ số phản xạ vụ mùa ngắn ngày (r=0.25) thay nước trời (r = 0.05) Nếu tất hay phần lượng có sẵn biểu diễn phương trình 4.17 đo đạc trực tiếp, chí ước tính chu kỳ ngắn bốc khả tính xác mức độ tốt Một vài kỹ thuật sử dụng Đầu tiên, đo xạ tới thay cho phương trình 4.18 Sự lựa chọn thứ hai thay toàn biểu thức 124 H, ví dụ phương trình 4.17, đo xạ Thứ ba, cộng thêm xạ thuần, số đo tạo dòng chảy nhiệt đất Theo cách này, cân lượng hoàn toàn đo sai số loại bỏ tích trữ nhiệt đà ngăn ngừa (obviated) Không may lựa chọn đà giới thiệu mức độ không chắn định nghĩa phương trình Penman (Calder, 1990) Robinson (1999), cho vÝ dơ minh häa giíi thiƯu hướng không xác thực ghi chép tính toán bốc khả cỏ ngắn Penman Eskdalemuir Scotland Một phần kết cho thấy ứng dụng phương trình Penman đà cho kết khác chu kỳ khác Nhiều mô tả sớm bốc từ bề mặt thực vật chương tập trung vào vai trò quan trọng hệ số cản khí động học cản bề mặt kéo theo bốc khác lớp phủ thực vật, mà khác số hạng tình trạng ẩm ướt, cấu trúc sinh lý học Không có cản trở xuất để áp dụng kết hợp trình tính bốc mô hình Penman, Thom Oliver (1977) đà hàm gió phương trình 4.16 rõ ràng kết hợp với số giả thiết hợp lý hệ số cản khí động học cản bề mặt Penman Schofield (1951) đà đặt kết hợp tính hệ số cản sau Monteith (1965) biểu diễn kết hợp dạng quen thuộc nhất, ông đà xem xét tán thực vật đường đẳng nhiệt kéo dài ta có: E   H   c e a  e d  / r a    1  rs / r a (4.21) Trong mật độ không khí, c nhiệt riêng không khí rs cản bề mặt kết hợp với cản tán lá, rc hệ số cản, xem đóng góp từ mặt đất; tất số hạng khác đà xác định trước Trong lý thuyết, thay đổi cho phép hợp quan khí động lực sinh lý học ảnh h­ëng tíi bèc h¬i cđa thùc vËt bao phđ cịng ảnh hưởng khí tượng quy mô lớn có nguồn gốc từ mô hình Penman Tuy nhiên thực hành, mô hình Penman-Monteith biểu diễn vai trò giá trị phát triển khái niệm trình bốc phức tạp từ bề mặt thực vật ẩm bề mặt thực vật không ẩm, mô hình đà sử dụng rộng rÃi để xác định giá trị bốc Dĩ nhiên, vấn đề nằm khó khăn đo đạc nhân tố thực vật đặc biệt rs (sự cản bề mặt) hàm phức tạp nhiều nhân tố khí hậu sinh học bao gồm phát xạ, độ hụt bÃo hòa, trạng thái nước đất đặc tính quần thể thực vật.Đây thừa nhận Monteith (1985, 1995) ông ý mô hình đà sử dụng công cụ chẩn đoán sức cản tán cây, tốc độ bóc thoát thực vật biến khác biết, thích hợp công cụ dự báo ước tính E rs thừa nhận Phương trình Penman-Monteith gọi mô hình lớn (big leaf) tổng nhiều ghép song song chiều thừa nhận độ dẫn khối lượng tán với tổng tán song song khác độ dẫn khí khổng riêng lẻ Mô hình cho kết tốt phạm vi nghiên cứu rộng (Calder, 1990), trường hợp tán thực vật xấp xỉ không đồng (ví dụ, thực vật thưa thớt với ®Êt trèng ®¸ng kĨ, rõng më réng víi cá thùc vËt) mét chiỊu cã thĨ dÉn ®Õn sai sè ®đ lớn mô hình hai chiều thường cần đến (ví dụ Shuttleworth Wallace, 125 1985) Rất nhiều giá trị nghiên cứu kiểm định mô hình cho thấy phụ thuộc rs vào biến môi trường sử dụng phương trình Penman Ví dụ công việc Thetford Forest đà giá trị cản bề mặt phụ thuộc vào độ hụt ẩm khí phụ thuộc vào đầu vào xạ mặt trời (IH, 1985; Stewart, 1988) Một công việc khác tương tự làm với dương xỉ (Roberts, 1980) thực vật thạch nam (Wallace, 1984, Hall, 1987) b) Công thức bốc khả khác So sánh Sellers (1965) ước tính bốc khả dựa vào đo đạc Thornthwaite Penman từ thẩm kế phía đông châu úc Công thức Penman thực tốt phương trình Thornthwaite ước tính cho giá trị thấp năm Jensen (1990) so sánh 20 phương trình với số liệu từ đo đạc thẩm kế 11 địa phương tổng kết phương trình Penman-Monteith cho kết tính toán tốt mô hình kiểm tra khác Ghi nhớ tham khảo tiêu chuẩn ước tính nhu cầu nước cho mùa màng tổ chức lương thực tổ chức khí tượng nông nghiệp, FAO(Allen, 1994a,1994b) mô hình cho kết tốt 4.6.3 Các biến thời gian không gian bốc Đánh giá hàng năm bốc khả đà tính cho nhiều trạm với số liệu chu kỳ dài, Penman đưa (1984) ước tính cỏ ngắn cho Radcliffe Observatory Oxford, 1881-1996 (Rodda,1976) giá trị Penman Thornthwaite cho Edgbaston Observatory Birmingham, 1900-68 (Takhar Rudge, 1970) cho thấy mô hình tốt Chỉ dẫn tính toán Penman đà chØ cÇn cã sù hiƯu chØnh, vÝ dơ, chu kỳ giá trị hàng năm thấp hai trạm trung tâm vào năm 1930 Tiếp theo, Burt Shahgedanova (1998) quay l¹i 1815 sư dơng sè liƯu nhiƯt độ không khí để ước tính giá trị Thornthwaite cho Oxfort thấy đồng ý tương đối với ước tính 'Penman' (phiên không thỏa mÃn) cho địa điểm Oxford suốt thời kỳ ghi chép gần Những giá trị Thornthwaite trễ sau so với giá trị Penman gần tháng Tập hợp số liệu dài phải cần có giá trÞ cùc trÞ thu thËp sè liƯu cÈn thÈn đặc biệt đảm bảo không thay đổi địa điểm đo phương pháp thu thập số liƯu; Wallace (1997) h­íng dÉn tØ mØ vỊ nhiỊu c«ng cụ đo khí tượng thay đổi địa điểm ë Oxford Radcliffe Observatory Crane vµ Hudsson (1997) cịng chØ thay đổi địa điểm quan trọng đặc biệt khu vực môi trường đô thị; Robinson (1999) miêu tả số vấn ®Ị chung bao gåm sù thay ®ỉi sè lÇn quan trắc cách sử dụng công thức Ep để tính bốc Ước tính bốc tổng cộng thành phần bốc thoát ngăn chặn nước làm cho địa điểm Scotland hình 4.12 126 Hình 4.12 Tính toán hàng ngày cường độ nước (I), bốc thoát bốc tổng cộng (E) từ (a) rừng thạch nam rừng hình nón (nguồn gốc từ toán đồ báo Price năm 1995) Hiểu biết biến không gian bốc tiềm bốc thực tế từ bề mặt thực vật có giá trị, với việc áp dụng cho vùng khí hậu khác nhau, cân nước mục đích khác cân nhắc ước tính cụ thể Ví dụ hình 4.13 4.14 Hình (4.13) nhấn mạnh kiểm soát lượng có giá trị hình dạng xác định Ep qua Châu Âu So sánh hình dạng hài hòa đường đẳng trị có xu thế, tăng lên phía Bắc, bị đứt gÃy trung tâm núi phía bắc Châu Âu, tốc độ bốc tương đối giảm chiếm ưu Hình (4.1.4) phân bổ Ep Ea cho Anh Việc phân chia đồ Ep phụ thuộc nhiều vào nguồn gốc khác nhau, đà Ward (1976) nêu chi tiết Hình dạng đường đẳng trị vĩ độ cao Ep tăng từ Bắc đến Nam Ep giảm rõ rệt cách xa bờ biển Cả hai đặc điểm ảnh hưởng giá trị xạ thuần, giá trị cao vùng bờ biển ảnh hưởng làm giảm độ ẩm kết hợp với tốc độ gió cao vùng bờ biển gây ảnh hưởng lớn đến bốc Ngược lại, giá trị giảm chủ yếu vùng đất cao liêm hệ với giá trị xạ thấp Dựa vào đo đạc số liệu từ lưu vực sông lớn, đồ hầu Anh xứ Wale giá trị bốc thực tế nằm 400 500mm, khoảng giá trị biến đổi nhiều so với giá trị bốc khả Sử dụng nghiệp vụ mô hình tính bốc khả Một phương trình dự báo quan trọng sử dụng mô hình Penman-Monteith tổ hợp UK Meteorogycal Office Rainfall vµ Evaporation Calculation System (MORECS) (hƯ thèng tÝnh toán mưa bốc quan khí tượng Anh quốc) Hệ thống sử dụng số liệu khí tượng hàng ngày để ước tính bốc tuần, độ hụt ẩm đất hiệu ứng mưa cho 190 ô lưới (40x40km) (Thompson, 1981) Mô hình sử dụng 127 phiên đà thay đổi phương trình Penman-Monteith để tính toán bốc khả hàng ngày, với hệ thống tính toán độ ẩm đất để giảm bốc thực tế theo thời gian nước đất bị giảm Hình 4.13 Biến không gian bốc tiềm (mm) Penman-Monteith trung bình hàng năm qua Châu Âu, 1961-1990 (hợp với từ toán đồ cung cấp Arnell, University cđa Southampton, dùa vµo l­íi khÝ hËu tõ đơn vị nghiên cứu khí hậu, Đại học Đông Anglia) Mô hình MORECS có nguồn gốc từ nước đất sử dụng bể chứa nước hai tầng Khi đất bể chứa gồm cánh đồng, lớp đất X chiếm 40 phần trăm (Xmax) lớp Y chiếm 60 phần trăm nước có sẵn đất Khi đất khô bắt đầu nước bị ép từ lớp X khả bốc tự thực vật (ví dụ Ea=Ep) Sau đó, nước ép từ lớp Y, lớp khó tăng sức ép trạng thái ẩm giảm xuống, bốc thực tế giảm xuống không đáng kể Ep Điều thực tăng màng ngăn liên quan đến giảm tổng lượng ẩm lớp Y Nước ép từ tầng Y tầng X lµ trèng vµ m­a bỉ sung vµo líp X lớp Y bị ép X đầy nước Từ giới thiệu năm 1978, mô hình MORECS đà trải qua số thay ®ỉi, gåm c¶ sù kÕ thõa cho kÕt qu¶ rÊt lớn năm 1981 1983 Một mô tả có ích tính toán bốc độ ẩm đất Thompson (1982) đưa Gardner, Field (1983) đà so sánh với việc sử dụng mô hình SMD với đo đạc cánh đồng riêng lẻ tổng lượng nước thực tế đất băng phương pháp phóng xạ nơtron cho thấy kết phù hợp Như Gardner Field đà quan trắc, giá trị Xmax có tầm quan trọng vì: (a) xác định ngưỡng độ hụt ẩm đất giá trị mô hình Penman cho giá trị không đổi tương ứng (b) có 40 phần trăm nước đất có sẵn, xác định tổng lượng nước đất, ví dụ 2.5 Xmax Các giá trị Xmax khác liên hệ với bề mặt phủ khác nhau, phạm vi từ đất trống đến rừng, ba giá trị Xmax cho bề mặt phủ đựoc sử dụng để đại diện cho khả giữ nước đất thấp, đất trung bình đất cao Do vậy, cỏ giá trị Xmax 37.5, 50.0 62.5mm, biểu diễn tổng lượng nước có sẵn (hoặc cho phép độ hụt cực đại) 94, 125, 156mm tương ứng với nước có sẵn đất thấp, đất vừa đất cao Trong phiên sau mô hình MORECS (phiên 2.0) đà có cải tiến tạo cách xử lý đất đất sử dụng (Hough Jones, 1997) Mẫu kết mô hình MORECS hình 4.15 Ước tính trung bình tháng 128 số liệu bốc cho hai ô lưới 40km Anh, đưa đến liên hệ với phân bố điển hình mưa, cho thấy gần tương tự bốc thực bốc khả vùng độ hụt ẩm đất cao Calder(1983) thực so sánh số tổ hợp công thức bốc khả khác tách mô hình nước đất khác kết hợp với Ep đến Ea qua trạng thái ẩm đất Kết đà xem xét lại 300 cánh đồng đo độ ẩm đất ®Þa ®iĨm ®ång cá ë Mü Hä ®· tỉng kÕt mô hình phức tạp không thiết đưa kết tốt Do vậy, phương trình bốc chi tiết không cung cấp ước tính độ ẩm đất tốt phương trình đơn giản tính qua giá trị trung bình khí hậu Có khác hàm rễ khác không đổi hàm tuyến tính đơn giản thực mô hình toán phức tạp Họ gợi ý kết bảo toàn bốc khả hang năm (cả không gian thời gian) Tổng kết tương tự đà đựoc Anderson Harding (1991) nghiên cứu cho vùng cỏ rừng Nauy Hình 4.14 Giá trị hàng tháng bốc khả (đường liền) bốc thực tế (đường đứt), độ hụt ẩm đất (SMD) cho 55 ô lưới mô hình MORECS phía tây Scotland (b) 180 ô lưới mô hình MORECS phía đông Anh (phù hợp với IH/BGS, 1996 vµ dùa vµo ngn cung cÊp sè liƯu ë Cục khí tượng Mỹ ) 4.7 Sự phát triển hiểu biết trình bốc Bắt dầu chương ý bốc thường xem thành phần khó để đo đạc vòng tuần hoàn nước Từ mô tả gần ỏ chương thấy có thuận lợi lớn hiểu biết trình bốc hơi, có khả đo đạc ước tính chúng Tuy nhiên, báo Morton (1994) đà hỏi giá trị công việc 40 năm trước nào? 129 Hình 4.15 So sánh biến bốc không gian nước Mỹ giá trị trung bình hàng năm bốc khả cỏ Penman (b) bốc thực tế (dựa vào nguồn gốc toán đồ Ward, 1981) SMD độ thiếu hụt ẩm đất, PE bốc khả năng, AE bốc thực tế Hai vùng Morton đẫn bình luận riêng chất vật lý phương trình bốc xem xét đến bình lưu mối quan hệ với yếu tố khí 4.7.1 Cơ sở vật lý phương trình bốc Phương trình Penman-Monteith chấp nhận thông tin thực phương pháp tính toán bốc khả đà ý trên, bao gồm số hạng cản trở bề mặt rs mà trước Chúng ta giả thiết rs có nguồn gốc phụ thuộc vào cản khí khổng phản ánh thay đổi số hạng cản bề mặt Morton (1985) đà ý - người khác đà đưa trước «ng- cã b»ng chøng kinh nghiƯm ®Ĩ chØ r»ng trường hợp chắn khí khổng khép lại tương ứng với tăng độ hụt áp suất nước (bảo toàn nước sức trương lá), thời điểm khí đòi hỏi tăng lên thực Điều trái với trông chờ xử lý chặt chẽ phương trình Penman-Monteith 4.7.2 Bình lưu Nhiều mô tả bốc giảng, đưa chương này, xu hướng không vai trò bình lưu Ví dụ tham khảo, thích hợp với bốc tiềm cường độ bốc bề mặt giả thiết bề mặt đủ nhạy cảm có phản ứng với bình lưu Rõ ràng thuật ngữ nhận bốc ảnh hưởng mạnh độ hụt áp suất nước mà độ hụt áp suất nước liên hệ với lượng có sẵn màng ngăn tán Khái loại bỏ theo hướng ngược lại từ vị trí này, ví dụ bốc khả xem xét nguyên nhân kết cđa bèc h¬i thùc tÕ Do vËy, khÝ n­íc Ýt, tốc độ bốc thực tế giảm xuống 130 bốc tiềm tăng lên tăng lên nhiệt độ không khí (khi mặt đất ấm) làm giảm áp suất nước Với bề mặt đồng khối khí lưu động trái ngược (contrasting itinerant air masses), cã quan hƯ víi ®é hơt áp suất, lượng có sẵn màng ngăn tán bị phá vỡ không khí với đặc điểm khác theo vùng khác Mặt khác, khối khí di chuyển qua biên hai bề mặt ẩm khác độ hụt bÃo hòa gradient ngang đưa ra, dẫn đến làm tăng bình lưu (McNaughton, 1979) Nếu không khí di chuyển từ bề mặt khô đến bề mặt ẩm độ hụt bÃo hòa tăng lên làm suy yếu bình lưu di chuyển ngược lai độ hụt bÃo hoà giảm xuống Như McNaughton (1979) đưa ra, số ảnh hưởng đáng kể bình lưu địa phương lên tốc độ bốc có quy luật ngoại lệ Một số phương pháp, bao gồm mô hình Penman-Monteith, thường sử dụng để ước tính bốc làm tăng bình lưu rộng thời điểm Trên thực tế, sử dụng mô hình Penman không hợp lý giá trị cản tán biết đủ xác Hiện tại, chưa có kết đà có nghiên cứu tiếp tục vùng Với bề mặt rộng, tốc độ thay đổi yếu tố khí đà làm tăng tốc độ bốc Khái niệm cân E H đà nghiên cứu Shuttleworth (1993) đà có nhận xét E gần tỷ lệ với H Điều phát biểu sau: Eeq H (4.22) Trong số thực nghiệm Do cân bốc biểu diễn giới hạn bốc từ bề mặt ẩm Slatyer McIlroy (1961) đà nhận điều chÝnh thøc hãa sau bëi McNaughton (1976a, 1976b) Tuy nhiªn, không chắn phạm vi giá trị     thùc tÕ biĨu diƠn tèc ®é cân Priestley Taylor (1972), đề xuất đơn giản hóa mô hình Penman mà mô hình ước tính bao gồm số hạng tố độ gió độ hụt ẩm khí quyển, ý tốc độ bốc từ thực vật cung cấp nước thoải mái = 1.26 Lý giá trị lớn hơn đơn vị không giải thích thỏa đáng lượng thêm bao hàm yếu tố tương ứng với không khí ấm khô xuống qua bè mặt lớp biên hành tinh (Monteith, 1985) Phương trình Priestley-Taylor dụng rộng rÃi vùng không chứa nước hay tầng bình lưu, không tìm thấy kết đánh giá quan trọng cho vùng bán khô hạn (Gunston Batchelor, 1983) cho rừng với cành ẩm ướt (Shuttleworth Calder, 1979) Bouchet công nhận thay đổi bốc tiềm bốc thực tế có độ lớn tổng bốc thực tế bốc tiềm không đổi, có bổ sung mèi quan hƯ gi÷a chóng Morton (1983, 1985) sư dụng tranh luận để phát triển mô hình Complementary Relationship Areal Evapotranspiration (CRAE) (bèc h¬i thùc vËt thùc tÕ quan hệ tổng hợp) mô hình sử dụng để ­íc tÝnh vïng bèc h¬i thùc tõ ­íc tÝnh bèc khả Kết gần tính cho Ireland, Hà Lan Bắc Mỹ nhìn chung tốt (Morton, 1983; Brustaert Stricker, 1979) Tuy nhiên, kiểm tra mô hình cho đất trồng trọt vùng nhiệt đới viện thủy văn Anh quốc (UK Institute of 131 Hydrology) (IH, 1985) cho thấy không đạt kết qủa tốt Monteith gợi ý kết hợp chặt chẽ với kết cân nước lấy kết sử dụng hàm thực nghiệm (ví dụ bình lưu) để xác định mô hình Tổng kết McNoughton Spriggs (1989) mô hình CRAE không thích hợp với điều kiện cung cấp nước bề mặt đất-thực vật giới hạn mô hình sử dụng số điều chỉnh cho điều kiện riêng biệt, thường giá trị số công thức mô hình không giống 132 Các vấn đề xem xét lại tập 4.1 Định nghĩa thuật ngữ sau: bốc hơi, nước, ẩn nhiệt, áp suất nước, áp suất nước bÃo hòa độ hụt bÃo hòa 4.2 Mô tả nhân tố khí tượng chủ yếu ảnh hưởng đến bốc từ bề mặt nước 4.3 HÃy giải thích tỉ số Bowen nghĩa gì; ý nghĩa nghiên cứu bốc gì? 4.4 Mô tả thuận lợi bất thuận lợi bốc Penman Tại chúng sử dụng rộng rÃi giới? 4.5 Sư bốc thoát - điều không muốn phải chấp nhận? 4.6 Mô tả so sánh tầm quan trọng kiểm soát khí khổng rễ đến bốc thoát 4.7 Định nghĩa phân biệt rõ thuật ngữ sau: khí khổng hay cản (kháng trở) bề mặt, tán hay trọng tải cản bề mặt, cản bề mặt 4.8 Mô tả mô hình hộp đen khác giảm bốc thoát với đất khô liên tục 4.9 Mô tả tầm quan trọng nhân tố khí hậu loại thực vật liên hệ quan trọng đến bốc thoát chặn nước tán đến bốc tổng cộng 4.10 Mô tả vật lý xác định bốc khả 4.11 Giải thích nhân tố chế độ khí hậu, lượng ẩm đất loại thực vật dẫn đến tốc độ bốc thực là: (a) thấp tốc độ bốc khả năng; lớn tốc độ bốc khả 4.12 Mô tả ảnh hưởng bình lưu lên ước tính bốc khả 133 ... đồng (FC) đến điểm khô héo (WP) Xem nguyên văn cho chi tiết 1 14 Giữa hai mô hình (? ?ườn A B) cực trị có vài mô hình trung gian, mô hình biết tốt Penman (1 99 4) đưa không thay đổi rễ (? ?ường C) Điều... trồng Thực vật Rừng 125 5 0-7 0 3 0-6 0 2 0-8 0 5-1 0 10 0 -4 00 10 0-5 00 20 0-6 00 20 0-7 00 4 0-7 0 5 0-1 00 6 0-1 00 8 0-1 50 Hơi nước phân tán qua khí khổng vào khí tương ứng với biến khí tượng (năng lượng có sẵn, độ...  10t Ia (4 .1 4) ë t nhiệt độ ttrung bình tháng (oC), I số nhiệt hàng năm (? ?ịnh nghĩa dưới) a hàm lập phương I Các số nhiệt hàng năm tổng số nhiƯt cđa 12 th¸ng t i  5 1.5 14 (4 .1 5) Chỉ yêu