Có thể sử dụng một trong ba sơ đồ tham số hóa sau đây để tính giáng thuỷ đối l−u: (1) Sơ đồ Grell; (2) Sơ đồ Kuo sửa đổi; và (3) Sơ đồ Betts-Miller. Thêm vào đó, sơ đồ tham số hóa Grell có thể áp dụng với một trong hai giả thiết khép kín: (1) khép kín Arakawa và Schubert và (2) khép kín Fritsch và Chappell [17]. Từ đây ta sẽ gọi các giả thiết khép kín này t−ơng ứng là AS74 và FC80.
1) Sơ đồ Grell
T−ơng tự nh− tham số hóa AS74, sơ đồ Grell xét mây nh− là hai hoàn l−u ổn định: dòng đi lên và dòng đi xuống. Không xuất hiện xáo trộn trực tiếp giữa không khí trong mây và không khí môi tr−ờng, ngoại trừ tại đỉnh và đáy của các hoàn l−u. Dòng
khối l−ợng là không đổi theo độ cao và không có sự cuốn vào hoặc cuốn ra xuất hiện dọc theo các thành mây. Các mực xuất phát của các dòng đi lên và đi xuống t−ơng ứng đ−ợc cho bởi các mực cực đại và cực tiểu của năng l−ợng tĩnh ẩm. Sơ đồ Grell đ−ợc kích hoạt khi phần tử đi lên đạt đ−ợc đối l−u ẩm. Sự ng−ng kết trong dòng đi lên đ−ợc tính bởi sự nâng lên của phần tử đã bão hòa. Dòng khối l−ợng đi xuống (m0) phụ thuộc vào dòng khối l−ợng đi lên (mb) theo mối quan hệ sau:
b m I I m 2 1 0 β = (2.15)
trong đó I1 là sự ng−ng kết chuẩn hóa (normalized) trong dòng đi lên, I2 là sự bốc hơi chuẩn hóa trong dòng đi xuống, và β là phần ng−ng kết đi lên bị tái bốc hơi trong dòng đi xuống. β phụ thuộc vào độ đứt gió và có giá trị điển hình giữa 0.3 và 0.5. L−ợng m−a rơi đ−ợc cho bởi
PCU = I1mb(1−β) (2.16)
Sự đốt nóng và làm ẩm trong sơ đồ Grell đ−ợc xác định bởi cả các dòng khối l−ợng và dòng cuốn ra ở đỉnh và chân mây. Hơn nữa, hiệu ứng làm lạnh của dòng ẩm đi xuống cũng đ−ợc đ−a vào.
Do tính đơn giản của sơ đồ Grell, một vài giả thiết khép kín có thể đ−ợc áp dụng. Phiên bản ngầm định của RegCM3 sử dụng trực tiếp giả thiết tựa cân bằng của AS74. Đó là, mây đối l−u làm ổn định môi tr−ờng nhanh nh− các quá trình không đối l−u làm mất ổn định môi tr−ờng nh− sau: t NA ABE E AB mb ∆ − ′′ = (2.17)
trong đó ABE là năng l−ợng nổi sẵn có cho đối l−u, ABE” là l−ợng năng l−ợng nổi sẵn có cho đối l−u thêm vào năng l−ợng nổi đ−ợc tạo thành bởi một vài quá trình không đối l−u trong khoảng thời gian ∆t và NA là c−ờng độ biến đổi của ABE trên một đơn vị mb. Hiệu ABE”−ABE có thể đ−ợc xem nh− là c−ờng độ bất ổn định trên khoảng thời gian ∆t. ABE” đ−ợc tính từ tr−ờng hiện tại cộng với xu thế t−ơng lai gây nên từ bình l−u nhiệt và ẩm và hiệu chỉnh đoạn nhiệt khô.
Một điều kiện ổn định khác dựa vào giả thiết khép kín đ−ợc áp dụng chung trong các mô hình GCM và RCM là giả thiết khép kín kiểu FC80. Khép kín này giả thiết rằng đối l−u lấy đi (remove) năng l−ợng nổi ABE trên qui mô thời gian cho tr−ớc nh−
sau:
τ
NA ABE
mb = (2.18)
trong đó τ là qui mô thời gian ABE bị lấy đi.
Sự khác nhau cơ bản giữa hai giả thiết này là ở chỗ, giả thiết khép kín AS74 liên kết các thông l−ợng đối l−u và m−a với xu thế của trạng thái của khí quyển, trong khi giả thiết khép kín FC80 liên kết các thông l−ợng đối l−u với mức độ bất ổn định của khí quyển. Cả hai sơ đồ đều đạt đ−ợc sự cân bằng thống kê giữa đối l−u và các quá
trình qui mô lớn. Tuy nhiên, sự khác biệt tinh tế trong việc áp dụng các giả thiết khép kín sẽ chứng tỏ sự khác biệt quan trọng giữa chúng.
2) Sơ đồ Kuo
Hoạt động đối l−u trong sơ đồ Kuo đ−ợc khởi đầu khi hội tụ ẩm M trong cột khí quyển v−ợt quá một ng−ỡng cho tr−ớc và quan sát thấy theo chiều thẳng đứng sự bất ổn định đối l−u. Một phần hội tụ ẩm β làm ẩm cột khí quyển và phần còn lại chuyển thành m−a PCU theo mối quan hệ sau:
PCU= M(1−β) (2.20)
β là hàm của độ ẩm t−ơng đối trung bình RH thẳng đứng, đ−ợc cho bởi:
⎩ ⎨ ⎧ − ≥ = khỏc h t cỏc cho RH RH / 0 . 1 5 . 0 ) 1 ( 2 β (2.21)
Chú ý rằng số hạng hội tụ ẩm chỉ bao gồm xu thế bình l−u của hơi n−ớc. Tuy nhiên, sự bốc thoát hơi từ b−ớc thời gian tr−ớc đ−ợc đ−a vào trong M một cách gián tiếp vì nó có xu h−ớng làm ẩm lớp khí quyển phía d−ới. Do đó, vì bốc thoát hơi tăng lên, càng nhiều l−ợng bốc thoát hơi này đ−ợc chuyển thành m−a khi giả thiết rằng cột không khí là bất ổn định. Đốt nóng ẩn nhiệt do sự ng−ng kết đ−ợc phân bố giữa đỉnh và chân mây theo một hàm mà nó có đốt nóng cực đại ở phần phía trên của lớp mây. Để khử bỏ những nhiễu loạn do ph−ơng pháp số (numerical point storms), thành phần khuếch tán ngang và hằng số giải phóng thời gian (a time release constant) đ−ợc đ−a vào sao cho sự phân bố lại của ẩm và giải phóng ẩn nhiệt không đ−ợc thực hiện một cách tức thời [17].
3) Sơ đồ Betts−Miller
Trong sơ đồ Betts−Miller, ảnh h−ởng của mây đối l−u qui mô d−ới l−ới đ−ợc biểu diễn bằng việc hiệu chỉnh profile nhiệt độ và độ ẩm theo cấu trúc tựa cân bằng quan trắc đối với đối l−u sâu và theo cấu trúc đ−ờng xáo trộn đối với đối l−u nông. Tựa cân bằng giữa tr−ờng mây và tác động qui mô lớn tạo cơ sở cho việc biểu diễn đối l−u sâu trong sơ đồ BM. Tựa cân bằng có nghĩa là tr−ờng mây đối l−u kìm giữ cấu trúc nhiệt và ẩm của khí quyển chống lại ảnh h−ởng bất ổn định của dòng qui mô lớn. Khái niệm này tỏ ra hợp lý trên qui mô không gian và thời gian lớn. Hiệu ứng của đối l−u nông đ−ợc xem nh− quá trình xáo trộn giữa không khí lớp bề mặt và khí quyển tự do.
Cơ sở quan trắc của đối l−u sâu
Nhiệt động lực học của sơ đồ BM là dựa trên cơ sở hình thành điểm bão hòa nh−
đã trình bày trong (Betts 1982). Điểm bão hòa (sp) đ−ợc định nghĩa nh− là nhiệt độ và áp suất (T*
, P*) tại mực ng−ng kết nâng (LCL). Tham số gần bão hòa P là hiệu giữa áp suất mực bão hòa của phần tử khí và mực áp suất thực tế, tức là P=p*−p. (Betts 1986) [17] đã quan trắc thấy rằng profile nhiệt độ phía d−ới mực điểm băng trong đối l−u sâu song song với đ−ờng đẳng θESV, trong đó θESV đ−ợc định nghĩa nh− là nhiệt độ thế t−ơng đ−ơng ảo hằng số. Điều đó dẫn đến đề nghị rằng suất giảm nhiệt độ (gradient thẳng
đứng) đang xét trong tầng đối l−u d−ới là đoạn nhiệt ẩm giả mà không phải là đoạn nhiệt ẩm nh− đã đ−ợc chấp nhận một cách rộng rãi. Vì độ nghiêng (hệ số góc) của các đ−ờng đẳng trị θESV bằng 0.9 nhân với hệ số góc của các đ−ờng đoạn nhiệt ẩm, nên lực nổi của phần tử khí giảm do có tính đến hàm l−ợng n−ớc trong mây. Hiện nay ng−ời ta th−ờng sử dụng cấu trúc d−ới 600 hPa hay mực đóng băng là θESV với θES đ−ợc cho là cực tiểu tại 600hPa. Trên mực 600 hPa profile nhiệt độ tăng đến giá trị θES của đỉnh mây. Cấu trúc của độ ẩm quan trắc biến động rất đáng kể. Mặc dù vậy, profile ẩm vẫn đ−ợc chỉ ra trong sơ đồ. (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
Cơ sở quan trắc đối với đối l−u nông
Tr−ơng mây đối l−u nông đ−ợc xét nh− là quá trình xáo trộn giữa không khí lớp bề mặt và khí quyển tự do. Sự xáo trộn này đ−ợc đặc tr−ng bởi đ−ờng xáo trộn (mixing line). Do đó, khi hai phần tử khí xáo trộn theo chiều thẳng đứng, sp của mỗi phần có thể xáo trộn nằm trên đ−ờng xáo trộn nối các sp của hai phần tử. Cấu trúc đ−ờng xáo trộn này đối với đối l−u nông đã đ−ợc (Betts, 1982) [17] làm rõ bằng đồ thị sp giữa 900−700hPa và sp tìm đ−ợc nằm gần đ−ờng nối các sp. Bằng chứng này đã đ−ợc đ−a ra đối với khu vực gió tín phong ổn định và các trạm trên đất liền khu vực nhiệt đới.
Profile xem xét đối với đối l−u sâu
Sơ đồ bao gồm việc hiệu chỉnh độ trễ của profile T và qv ở qui mô giải đ−ợc về cấu trúc tựa cân bằng khi có các quá trình bức xạ và bình l−u qui mô l−ới. Các profile T
và qv tham khảo đối với đối l−u sâu dựa trên cơ sở quan trắc là θES (tại chân mây) giảm theo độ cao cho đến mực đóng băng (tron khi song song vẫn với đ−ờng đẳng trị θESV) và tăng đến θES của môi tr−ờng gần đỉnh mây. Profile nhiệt độ phỏng đoán ban đầu đ−ợc xây dựng khi sử dụng
θES(p) = θES(B) + αV(p − pB) khi pB > p > pM (2.21) trong đó V là tốc độ suy giảm thẳng đứng của θESV, α là nhân tố trọng l−ợng đặt bằng
1.5 trên cơ sở tập số liệu GATE và
θES(p) = θES(M) + (θES(T)−θES(M))⎜⎜⎝⎛ −− ⎟⎟⎠⎞
T M T p p p p khi pT < p < pM (2.22) ở đây θES(T) là nhiệt độ thế t−ơng đ−ơng của môi tr−ờng đã bão hòa tại đỉnh mây và θES(M) là nhiệt độ thế t−ơng đ−ơng bão hòa cực tiểu tại mực đóng băng.
Profile độ ẩm đ−ợc tìm bằng cách cho tham số P=p*−p tại ba mực (tức là tại chân mây PB=−3875 Pa, tại mực đóng băng PM=−5875 Pa và tại đỉnh mây PT=−1875 Pa) với gradient tuyến tính ở giữa. Trong khi profile nhiệt độ nói chung tỏ ra lớn hơn, thì profile độ ẩm quan trắc bộc lộ sự biến động đáng kể. Profile đã chỉ ra trên đây xác định bởi PB, PF và PT t−ơng ứng với profile trung bình quan trắc đ−ợc ở nhiệt đới.
Profile nhiệt độ và độ ẩm phỏng đoán đầu tiên đ−ợc hiệu chỉnh sao cho thỏa mãn điều kiện c−ỡng bức của enthalpy tổng cộng
( ) 0 0 = − ∫T p p r k dp k (2.23)
trong đó kr = CpTR + LqR và TR, qR t−ơng ứng là nhiệt độ và độ ẩm riêng tham khảo phỏng đoán đầu tiên. k=CpT +Lq,T,q là nhiệt độ và độ ẩm riêng trung bình ô l−ới, tr−ớc khi thiết lập đối l−u sâu.
Profile tham khảo đối với đối l−u nông
Profile phỏng đoán đầu tiên đối với nhiệt độ và độ ẩm riêng đ−ợc xây dựng từ những tính chất của không khí ở chân mây (áp suất pB) và không khí phía trên đỉnh mây (áp suất pT+). L−ợng không khí bằng nhau ở pB và pT+ đ−ợc xáo trộn và sp t−ơng ứng (tức mực 1) đ−ợc xác định. Hệ số góc của đ−ờng xáo trộn là: ) ( ) 1 ( ) ( ) 1 ( B P P B M SL SL E E − − = θ θ (2.24)
trong đó B t−ơng ứng với chân mây và PSL là áp suất tại mực bão hòa (tức là đối với các phần tử từ chân mây B và hỗn hợp không khí giữa pB và pT+). Profile nhiệt độ (tham khảo) song song với đ−ờng xáo trộn và đ−ợc cho bởi
B ES
ES(p)=θ (B)+M(p− p
θ (2.25)
Từ θES(p) ta tìm đ−ợc T và p, từ đó, với các tham số d−ới bão hòa (tại mực 1) tính đ−ợc sp và qv.
Profile tham khảo phỏng đoán đầu tiên của T và qv đ−ợc hiệu chỉnh để thỏa mãn điều kiện (ép buộc) về năng l−ợng sau:
0 ) ( ) ( 1 1 = − = − ∫ ∫+ T+ B T B p p R p p R p T T dp L q q dp C (2.26)
Thời gian hiệu chỉnh τ
Thời gian hiệu chỉnh τ trong sơ đồ đ−ợc đặt sao cho khi có nhiễu động đối l−u khí quyển là gần bão hòa trên qui mô l−ới. Theo Betts và Miller, 1993 [17], trong mô hình với độ phân giải T106 (≈1.125o), τcho đối l−u sâu và đối l−u nông là 2h. (Betts, 1997) [17] biểu diễn τ nh− là một hàm của qui mô ngang. ông nhận thấy τ nằm trong khoảng 40−80 phút đối với mô hình có độ phân giải T106. Với ∆x = 60km, τ nằm trong khoảng giữa 20−40 phút. Trong mô phỏng hiện tại, ta sử dụng τ = 55 phút cho cả đối l−u nông và đối l−u sâu với độ phân giải ∆x = 60km.
Dòng giáng trong sơ đồ BM
Sơ đồ BM đ−ợc thiết kế chủ yếu cho đối l−u nhiệt đới. Một trong những điểm yếu của sơ đồ đối l−u sâu ban đầu là không có dòng giáng. Vì thế không nắm bắt đ−ợc sự t−ơng tác của đối l−u sâu với các quá trình ABL. Hơn nữa, sự làm lạnh và làm khô do dòng giáng tại các mực thấp có thể có ảnh h−ởng đến sự phát triển đối l−u phía xuôi dòng thông qua hiệu ứng bình l−u của không khí lạnh và khô hơn trong khoảng thời
gian vài giờ, thậm chí ngay cả trong tr−ờng hợp gió bề mặt yếu (chẳng hạn nh− trong WPR với gió ABL ≤ 7 m s−1). Thực tế, sự thúc đẩy việc đ−a dòng giáng vào sơ đồ gốc là nhằm giảm nhẹ vấn đền bất ổn định qui mô l−ới (Zhang et al. 1988) [17] xuất hiện muộn phía xuôi gió của đảo New Guinea trong mô phỏng. Sự bất ổn định này xuất hiện do thiếu bình l−u mực thấp của không khí khô lạnh bắt nguồn từ đối l−u sâu phía trên đảo trong khoảng thời gian từ 0000 − 0600 UTC ngày 15/12 năm 1992.
Sơ đồ gốc đ−ợc sửa đổi bằng cách thêm vào các dòng giáng theo đề nghị của Betts và Miller 1993. Các dòng giáng đ−ợc tham số hóa bằng việc định nghĩa một đ−ờng động lực học dòng giáng đơn giản (với θe và ng−ỡng d−ới bão hòa hằng số) bắt đầu từ mực 850mb. Một thời gian hiệu chỉnh khác cho quá trình này đ−ợc áp dụng và là hàm của bốc hơi trong dòng giáng và giáng thủy (PR) đối l−u sâu. Thời gian hiệu chỉnh (τABL) đ−ợc cho bởi:
∫ = ABL p p c ABL g dp q PR 0 1 ∆ α τ (2.27)
trong đó, hằng số α đ−ợc đặt bằng −0.10 trong nghiên cứu này và là th−ớc đo hiệu suất giáng thủy của mây đối l−u. dp là b−ớc của các mực áp suất, g là gia tốc trọng tr−ờng, (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
po và pABL t−ơng ứng là áp suất tại mực thấp nhất của mô hình và tại đỉnh của ABL. ∆qc
là sự thay đổi của qv dọc theo đ−ờng đi xuống của dòng giáng. Các profile nhiệt độ và độ ẩm đối với dòng giáng đ−ợc đặt song song với đ−ờng đoạn nhiệt ẩm tại ng−ỡng d−ới bão hòa hằng số. Không khí dòng giáng đ−ợc đ−a vào 3 mực mô hình d−ới cùng (trong ABL).