đứng) đang xét trong tầng đối lưu dưới là đoạn nhiệt ẩm giả m à không phải là đoạn nhiệt ẩm như đã được chấp nhận một cách rộng rãi. Vì độ nghiêng (hệ số góc) của các đường đẳng trị &ESI bằng 0.9 nhân với hộ số góc của các đường đoạn nhiệt ẩm, nên lực nổi của phần tử khí giảm do có tính đến hàm lượng nước trong mây. Hiện nay người ta thường sử dụng cấu trúc dưới 600 hPa hay mực đóng băng là @ES\ với &ES được cho là cực tiểu tại 600hPa. Trên mực 600 hPa profile nhiệt độ tăng đến giá trị ỡgs của đỉnh m ây. Cấu trúc của độ ẩm quan trắc biến động rất đáng kể. M ặc dù vậy, profile ẩm vẫn được chỉ ra trong sơ đồ.
C ơ sở quan trắc đối với đối lưu nóng
Trương m ây đối lưu nông được xét như là quá trình xáo trộn giữa không khí lớp bể mặt và khí quyển tự do. Sự xáo trộn này được đặc trưng bởi đường xáo trộn (mixing line). Do đó, khi hai phẩn tử khí xáo trộn theo chiểu thẳng đứng, sp của mỗi phần có (hổ xáo trộn nằm trên đường xáo trộn nối các sp của hai phần tử. Cấu trúc đường xáo Irộn này đối với đối lưu nông đã được (Betts, 1982) [17] làm rõ bằng đồ thị sp giữa 900-700hP a và sp tìm được nằm gần đường nối các sp. Bằng chứng này đã được đưa 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 lưu sâu
Sơ đồ bao gồm việc hiệu chỉnh độ trễ của profile T và <7„ ở qui mô giải được về cấu trúc tựa cân bằng khi có các quá trình bức xạ và bình lưu qui mô lưới. Các profile T
và q v tham khảo đối với đối lưu sâu dựa trên cơ sở quan trắc là 0ES (tại chân mây) giảm theo độ cao cho đến mực đóng bãng (tron khi song song vẫn với dường đẳng trị 0ESy)
và tăng đến ỠES của m ôi trường gần đỉnh mây. Profile nhiệt độ phỏng đoán ban đầu được xây dựng khi sử dụng
ỡES(p) = ỡes(B) + a V (p - p B) khi p H> p > p M (2.21)
trong đó V là tốc độ suy giảm thẳng đứng của a là nhân tô' trọng lượng đặt bằng 1.5 trên cơ sở tập số liệu G A TE và
@es(p) — @es(M) + ( ỡes(T ) — 0ES( M ))r P ~ P t
Pm - P t
khi Pt< P < Pm (2.22)
ở đây 9es(T) là nhiệt độ th ế tương đương của môi trường đã bão hòa tại đỉnh mây và
0es(M ) là nhiệt độ th ế tương đương bão hòa cực tiểu tại mực đóng băng.
Profile độ ẩm được tìm bằng cách cho tham số p = p * -p tại ba mực (tức là tại chân m ây Pg= - 3875 Pa, tại mực đóng bãng PM- - 5 S 1 5 Pa và tại đỉnh m ây P ^ - 1 8 7 5 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 PH, PF và P j tương ứng với profile trung bình quan trắc được ở nhiệt đới.
Profile nhiệt độ và độ ẩm phỏng đoán đầu tiên được hiệu chỉnh sao cho thỏa mãn điều kiện cưỡng bức của enthalpy tổng cộng
Pr,
j(&r - k)dp = 0 (2.23)
Po
trong đó kr = CpT* + LqR và T R, qR tương ứng là nhiệt độ và độ ẩm riêng tham khảo phỏng đoán đầu tiên. H = CpT + L q ,T ,q là nhiệt độ và độ ẩm riêng trung bình ô lưới, trước khi thiết lập đối lưu sâu.
Profile tham khảo đối với đối lưu nông
Profile phỏng đoán đầu tiên đối với nhiệt độ và độ ẩm riêng được xây dựng từ những tính chất của không khí ở chân m ây (áp suất pB) và không khí phía trên đỉnh mây (áp suất p\ ). Lượng không khí bằng nhau ở pB và P j được xáo trộn và sp tương ứng (tức mực 1) được xác định. Hệ số góc của đường xáo trộn là:
M = ~ ~ ~ (2.24)
Psl( ' ) - Ps ì(B)
trong đó D tương ứng với chân m ây và PSL là áp suất tại mực bão hòa (tức là đối với các phần tử từ chân m ây B và hỗn hợp không khí giữa p B và Pr ) . Profile nhiệt độ (tham khảo) song song với đường xáo trộn và được cho bởi
6e s(p) = ỡ e s( b ) + m ( P - P b (2-25)
Từ 0ES{p) ta tìm được T và p , từ đó, với các tham số dưới bão hòa (tại mực 1) tính
được sp và qv.
Profile tham khảo phỏng đoán đầu tiên của T và q v được hiệu chỉnh để thỏa mãn điều kiện (ép buộc) về năng lượng sau:
\C PỢ R - T ) d p = ị L ( q n - ~q)dp = 0 (2.26)
P f í p H (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
Tliờỉ gian hiệu chỉnh T
Thời gian hiệu chỉnh r trong sơ đồ được đặt sao cho khi có nhiễu động đối lưu khí quyển là gần bão hòa trên qui mô lưới. Theo Betts và M iller, 1993 [17], trong mô hình với độ phân giải T 106 («1.125°), r c h o đối lưu sâu và đối lưu nông là 2h. (Betts, 1997) [17] biểu diễn r như là m ột hàm của qui mô ngang. Ô ng nhận thấy r nằm trong khoảng 4 0 - 8 0 phút đối với mô hình có độ phân giải T106. Với Ax = 60km , T nằm trong khoảng giữa 2 0 -4 0 phút. Trong m ô phỏng hiện tại, ta sử dụng X - 55 phút cho cả đối lưu nông và đối lưu sâu với độ phân giải AJC = 60km .
D òng giáng trong sơ đồ BM
Sơ đồ BM được thiết k ế chủ yếu cho đối lưu nhiệt đới. M ột trong những điểm yếu của sơ đồ đối lưu sâu ban đầu là không có dòng giáng. Vì th ế không nắm bắt được sự tương tác của đổi lưu 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 hưởng đến sự phát triển đối lưu phía xuôi dòng thông qua hiệu ứng binh lun của không khí lạnh và khô hơn trong khoảng thời
gian vài giờ, thậm chí ngay cả trong trường hợp gió bề m ặt yếu (chẳng hạn như trong W PR với gió ABL < 7 m s"1). Thực tế, sự thúc đẩy việc đưa dòng giáng vào sơ đồ gốc là nhằm giảm nhẹ vấn đển bất ổn định qui mô lưới (Zhang et al. 1988) [17] xuất hiện m uộn phía xuôi gió của đảo New G uinea trong mô phỏng. Sự bất ổn định này xuất hiện do thiếu bình lưu mực thấp của không khí khô lạnh bắt nguồn từ đối lưu sâu phía trên đảo trong khoảng thời gian từ 0000 - 0600 UTC ngày 15/12 năm 1992.
Sơ đồ gốc được sửa đổi bằng cách thêm vào các dòng giáng theo đề nghị của Betts và M iller 1993. Các dòng giáng được tham số hóa bằng việc định nghĩa một đường động lực học dòng giáng đơn giản (với 9e và lìgưỡng dưới bão liòa hằng số) bắt đầu từ mực 850mb. M ột thời gian hiệu chỉnh khác cho quá trình này được áp dụng và là hàm của bốc hơi trong dòng giáng và giáng thủy (PR) đối lưu sâu. Thời gian hiệu chỉnh (TAHl) được cho bởi:
trong đó, hằng số a được đặt bằng -0 .1 0 trong nghiên cứu này và là thước đo hiệu suất giáng thủy của m ây đối lưu. dp là bước của các mực áp suất, g là gia tốc trọng trường,
Po Pabl tương ứng là áp suất tại mực thấp nhất của mô hình và tại đỉnh của ABL. Aqc
là sự thay đổi của qv dọc theo đường đi xuống của dòng giáng. Các profile nhiệt độ và độ ẩm đối với dòng giáng được đặt song song với đường đoạn nhiệt ẩm tại ngưỡng dưới bão hòa hằng số. K hông khí dòng giáng được đưa vào 3 mực mô hình dưới cùng (trong
2.5.5 Sơ đồ giáng thủy qui mỏ lưới
Sơ đồ ẩm hiện dưới lưới (SUBEX - Subgrid Explicit M oisture Scheme) được sử dụng để kiểm soát m ây phi đối lưu và giáng thủy sẽ được tính bởi mô hình. Đây là một điểm mới của m ô hình. SUBEX tính đến sự biến động qui mô dưới lưới trong các đám m ây bằng cách liên kết độ ẩm tương đối trung bình ô lưới với độ phủ m ây và nước trong m ây theo công trình của (Sundqvist et al. 1989) [17].
Độ phủ m ây của ô lưới, F C, xác định bởi:
trong đó RH min là ngưỡng độ ẩm tương đối tại đó m ây bất đầu hình thành, R H max là độ ẩm tương đối khi FC đạt giá trị bằng đơn vị. FC được giả thiết là bằng 0 khi RH nhỏ
hơn R H min và bằng đơn vị khi RH lớn hơn RH max.
Lượng giáng thủy p hình thành khi hàm lượng nước m ây vượt quá ngưỡng tự chuyển đổi Q'ch theo quan hệ sau:
aP R
(2.27)
ABL).
P = C ppt{Qc ! F C - Q 'ch)F C (2.29) trong đó 1/Cpp, có thé được xem là thời gian đặc trưng để các hạt m ây chuyển đổi thành các hạt mưa. Ngưỡng này nhận được bằng qui mô hóa phương trình hàn lượng nước lỏng trung gian trong m ây theo công thức:
Q l h= c 10-°49+00,3r (2.30)
với T là nhiệt độ (°C) và C acs là nhân tố qui mô tự chuyển đổi. Giáng thủy được giả thiết xảy ra ngay lập tức.
SEBEX còn đưa vào các công thức đơn giản đối với sự lớn dần lên (do kết dính) và bốc hơi của các hạt mưa trong quá trình rơi xuống. Công thức đối với sự lớn lên của các hạt mây do các giọt mưa rơi xuống dựa trên công trình của (Beheng 1994) như sau:
Pacc=CaccQP~m (2.31)
trong đó Pacc là lượng nước mây kết dính, Carc là hệ số tốc độ kết dính, Psum là lượng giáng thủy tích lũy rơi từ phía trên qua đám mây.
Sự bốc hơi giáng thủy dựa trên các công trình của (Sundqvist et al. 1989) như sau:
P„ap = Ceyap{ \ - R H ) P l l l (2.32)
trong đó Pemp là lượng giáng thủy bị bốc hơi, Ctvap là hệ sô' tốc độ. Những mô tả chi tiết hơn về SUBEX và danh sách các giá trị tham số, xem (Pal et al. 2000).
2.5.6 T ham số hóa các dòng từ đại dương
Các dòng trao đổi giữa bề m ặt đại dương và khí quyển được tham số hóa theo một trong hai sơ đồ tùy chọn là BATS và Zeng.
BATS là mô hình bề m ặt đất đã được cộng đồng các nhà nghiên cứu sử dụng trong nhiều năm. N ó bao gồm m ột lớp thực vật, ba lớp đất để tính hàm lượng nước trong đất, và sử dụng phương pháp tác đ ộ n g -p h ụ c hồi để tính nhiệt độ lớp đất m ặt và lớp đất dưới bể mặt. Tại m ỗi ô lưới của mô hình được gán m ột loại thực vật m à nó được xác định bởi m ột số tham số như độ gồ ghề, cực đại và cực tiểu của chỉ số diện tích lá, chỉ sô' diện tích thân, albedo thực vật, và kháng trở khí khổng cực tiểu. N hững giá trị tham số này được cho bởi D ickinson et al.( 1993) đối với 18 loại bề m ặt đất. (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
Hiện nay đối với thực vật, nhiệt độ tán lá và nhiệt độ không khí trong tán lá được tính chẩn đoán từ cân bằng nãng lượng tán lá. Các dòng hiển nhiệt, hơi nước và động lượng tại bề m ặt được tính khi sử dụng hệ số cản bề m ặt chuẩn được thành lập dựa trên lý thuyết tương tự của lớp bề mặt. Bốc thoát hơi bề m ặt có tính đến sự bổc hơi từ đất, phần bị ướt của tán lá và sự thoát hơi từ phần khô (không bị ướt) của tán. Cường độ bốc hơi và thoát hơi m ặt đất phụ thuộc vào hàm lượng ẩm trong đất, hàm lượng ẩm này là một biến dự báo.
V iệc tính toán thủy văn bao gồm các phương trình dự báo hàm lượng nước lớp đất bề m ặt, lớp đất rễ, và lớp đất dưới sâu được đặc trưng bởi các độ sâu tương ứng 10cm, l - 2 m và 3m. Những phương trình này có tính đến giáng thủy, tan tuyết, nước nhỏ xuống từ tán lá, sự bốc thoát hơi, dòng chảy mặt, nước thấm lọc phía dưới lớp đất sâu (ở đây gọi là dòng nền), và sự di chuyển của nước trong đất dưới tác dụng của trọng trường và mao dẫn. Cường độ dòng chảy mặt tỷ lệ với cường độ giáng thủy + cường độ tan tuyết và mức độ bão hòa của nước trong đất. Độ dày tuyết được dự báo từ lượng tuyết rơi, tuyết tan và thăng hoa.
Sơ đồ Zeng tính các thông lượng hiển nhiệt (SH), ẩn nhiệt (L H), động lượng (r) giữa mặt biển và khí quyển mực thấp theo các công thức sau đây:
trong đó ux và vx là các thành phần gió trung bình, II, là tốc độ gió ma sát, ỡ, là tham sô' qui mô nhiệt độ, q, là tham số qui mô độ ẩm riêng, p a là m ật độ không khí, C pa là nhiệt dung riêng của không khí, L e là ẩn nhiệt hóa hơi. Chi tiết hơn về cách tính các tham số này có thể tham khảo (Zeng et al. 1998).
2.5.7 Sơ dồ G radient áp suất
Có hai tùy chọn để tính lực gradient khí áp. Cách thông thường là sử dụng các trường đầy đủ. Cách khác là sơ đồ suy diễn thủy tĩnh sử dụng nhiệt độ nhiều động. Trong sơ đồ này, có thêm sự làm trơn ở đỉnh nhằm giảm sai sô' liên quan tới tính toán PGF.
2.5.8 M ỏ hình hồ
M ô hình hồ phát triển bởi (H ostetler et al. 1993) có thể chạy lồng ghép tương tác với mô hình khí quyển. Trong mô hình hồ, cấc thông lượng nhiệt, ẩm và động lượng dựa trên đầu vào là sô' liệu khí tượng, nhiệt độ m ặt hồ và albdo. Nhiệt được truyền theo phương thẳng đứng giữa các lớp mô hình hồ do xáo trộn rối và đối lưu. Băng và tuyết có thể bao phủ m ột phần hay toàn bộ m ặt hồ.
Trong m ô hình hồ, phương trình dự báo đối với nhiệt độ là
trong đó T là nhiệt độ của lớp hồ, ke và km tương ứng là hệ số khuếch tán rối và phần tử. Phương pháp tham số hóa của (H enderson-Sellers 1986) được sử dụng để tính k ' và km
được đặt bằng m ột hằng số 39 X 1CT7 m 2 s“' ngoại trừ dưới băng và tại các điểm sáu nhất của hồ.