Nguồn số liệu được sử dụng để tính toán trong phạm vi đề tài bao gồm các tập sô liệu độ cao địa hình (terrain high) và đất sử dụng (landuse), sô' liệu các trường khí tượng dùng làm điều kiện ban đầu và điều kiện biên phụ thuộc thời gian. Mô tà chi tiết về các tập số liệu này có thể xem, chẳng hạn, trong [17]. Để nghiên cứu ảnh hưởng của tính bất đồng nhất bề mặt, đã sử dụng số liệu địa hình và đất sử dụng của USGS với độ phân giải 10 phút (~20km ). Số liệu khí tượng làm điều kiện ban đầu và điều kiện biên là tập số liệu tái phân tích toàn cầu E R A -4 0 của Trung tâm dự báo thời tiết hạn vừa châu Âu (EC M W F) với độ phân giải 2.5" X 2.5" và bước thời gian 6h. Ngoài ra, để đánh giá mức độ chính xác cùa những kết quả mô phỏng các trường khí hậu bề mặt theo mô hình, chúng tôi đã sử dụng thêm các tập số liệu phân tích (analysis) các biến nhiột độ không khí 2m và giáng thủy của CRƯ (Climate Research Unit, đại học East Anglia, Anh), độ phân giải 0.5" X 0.5°. Thời gian được chọn mô phỏng là các tháng 6,7,8/1997.
Trong phạm vi của đề tài, những thí nghiệm mô phỏng được thiết kế dựa trên các tùy chọn sau:
1) M iền tính: Việc ỉựa chọn m iền tính thích hợp là m ột vấn đề không đơn giản [1], nhất là đối với vùng Đông Nam Á và Việt Nam - Đông Dương, VI đây là nơi “giao tranh” của nhiều hệ thống gió mùa khác nhau, hơn nữa phía bắc lại có hệ thống núi H ym alaya đồ sộ. V iệc m ở rộng vùng biên lên phía bắc sao cho m iền tính bao phủ được hệ thống núi này sẽ làm cho khối lượng tính toán tăng lên mà chưa có gì đảm bảo sẽ nhận được kết quả tốt hơn. Ngược lại, khi thu hẹp đường biên xuống phía nam để tránh hệ thống núi này sẽ dẫn đến vùng đệm quá bé hoặc sẽ đè lên khu vực cần quan tâm, ảnh hưởng tới kết quả tính toán. Do đó, ở đây chúng tôi cô' gắng chọn m iền tính sao cho khu vực V iệt Nam - Đông Dương nằm ở trung tâm và vùng đệm không quá nhỏ. Hơn nữa, do thời gian m ô phỏng là những tháng chính hè (6,7,8) nên biên bên trái của m iền hơi lệch về phía tây. Cụ thể m iền tính được chọn là: Từ 2°N đến 35”N và từ 85°E đến 125 E.
2) Độ phân giải: Theo phương thẳng đứng, mô hình gồm 18 mực với áp suất khí
q u y ể n mực trên cùng là 50 mb. Độ phân giải ngang của mô hình (khí quyển) là 60 X 60
km. Đ ể khảo sát ảnh hưởng của sự bất đồng nhất bề mặt, độ phân giải ngang cùa mô hình bề mặt đất dược chọn theo ba phương án: (1) có cùng độ phân giải với mô hình khí quyển (tức 60 X 60 km ); (2) mỗi ô lưới của mô hình được chia làm N =2x2= 4 ô lưới
con, tức là m ô hình bề m ặt có độ phân giải ngang là 30 X 30 km ; và (3) mỗi ô lưới của
ngang là 20 X 20 km. Trong bảng 3.1 dẫn ra các phương án mô phỏng này, trong đó T H l x l , T H 2x2, TH 3x3 tương ứng ký hiệu cho các phương án đã nêu.
___________ Bảng 3.1 Độ phân giải ngang ứng với các phương án mô phỏng
Phương án mô phỏng T H lx l TH2x2 TH3x3
Mô hình khí quyển (AM) 60 km 60 km 60 km
Mô hình bề mặt (ESEM) 60 km 30 km 20 km
Trong các phương án đã nêu, T H lx l được sử dụng như là phương án chuẩn (hay còn gọi là phương án chạy kiểm tra - Control run), dùng để so sánh với các phương án khác.
3) Các tùy chọn tham số hóa vật lý của mô hình: Như đã biết, các sơ đồ tham số hóa các quá trình vật lý có ý nghĩa rất quan trọng đến kết quả mô phỏng. Viộc khảo sát độ nhạy và vai trò của các sơ đồ này là hết sức cần thiết trong quá trình nghiên cứu, đánh giá khả năng ứng dụng của mô hình. Như đã đề cập trong chương 2, mô hình khí hậu khu vực RegCM 3 đã đưa vào một loạt các sơ đồ tham số hóa. Tuy nhiên, trong khuôn khổ của đề tài, từ những kết quả nghiên cứu trước đây của chúng tôi cũng như của m ột số tác giả khác, trong các thí nghiệm mô phỏng chúng tôi đã sử dụng sơ đồ tham số hóa bức xạ NCAR/CCM , sơ đồ lớp biên cùa Hotlslag và sơ đồ trao đổi bé mặt đất BATS. Riêng sơ đồ tính các dòng trao đổi giữa bề mặt đại dương - khí quyển, thay cho BATS chúng tôi sử dụng sơ đồ của Zeng. Hai sơ đồ tham sô' hóa chưa được sử dụng trong nghiên cứu này là mô hình hồ và mô hình truy nguyên. Đối với sơ đồ tham số hóa đối lưu, với nhận định rằng có thể đây là một trong những quá trình vật lý quan trọng có tác động lớn đến kết quả mô phỏng các trường khí hậu bề mặt, nên chúng tôi đã lựa chọn 3 trường hợp thử nghiệm là sơ đồ Kuo, sơ đồ Grell với giả thiết khép kín AS74 (ký hiệu là G rell-A S 74, hay đơn giản hơn là AS74), và sơ đồ Grell với giả thiết khép kín FC80 (ký hiệu là G relI-FC 80, hay đơn giản là FC80).
Kết hợp tất cả các phương án đã nêu trên, có thể đưa ra những trường hợp thí nghiệm sau (bảng 3.2).
Bảng 3.2 Danh Iĩiục các thí nghiệm và cấu hình tương ứng Ký hiệu
thí nghiệm
Độ phân giải
Sơ dồ đối lưu
AM ESEM Kuo AS74 FC80
T H lx l K 60 km 60 km X TH2x2 K 60 km 30 km X TH3x3 K 60 km 20 km X T H lx l AS74 60 km 60 km X TH2x2 AS74 60 km 30 km X TH3x3 AS74 60 km 20 km X T H lx l FC80 60 km 60 km X TH2x2 FC80 60 km 30 km X TH3x3 FC80 60 km 20 km X
3.2 ĐƯẠ HIỆU ỨNG BẤT ĐỒNG NHẤT BỂ MẶT VÀ ĐỘ CAO ĐỊA HÌNH VÀO MÔ HÌNH REGCM3
M ô hình khí hậu khu vực được sử dụng trong đề tài này là phiên bản RegCM3 mà động lực học và vật lý chính của nó đã được trình bày trên đây. Các quá trình trao đổi giữa bề m ặt đất và khí quyển được tham sô hóa bằng sơ đồ BATS. Đê biểu diễn tính bất đồng nhất địa hình và loại bề mặt trong mô hình, chúng tôi đã sử dụng phương pháp khảm , trong đó mỗi ô lưới của m ô hình được chia thành N ô lưới con đều nhau. Để thuận tiện trong trình bày, ta sẽ gọi các ô lưới của mô hình là “lưới thô” .
M ỗi m ột ô lưới nói chung, kể cả ô lưới thô và ô lưới con, đều có độ cao địa hình, lớp thực vật và loại đất riêng xác định của nó. Tính bất đồng nhất qui mô dưới lưới của địa hình và loại bề m ặt được tính đến khi các quá trình tính toán các dòng bề mặt đất được thực hiện đầy đủ cho từng ô lưới con và có sự tương tác hai chiều xảy ra giữa mô hình khí quyển và mô hình bề mặt.
BATS nhận đầu vào từ mô hình khí quyển các dòng bức xạ mặt trời và bức xạ sóng dài đi xuống, giáng thủy, nhiệt độ không khí, hơi nước, tốc độ gió, áp suất và mật độ gần bề m ặt. Từ những đầu vào này, sau khi tính toán BATS sẽ trả lại cho mô hình khí quyển albedo, thông lượng bức xạ sóng dài đi lên, thông lượng động lượng (ứng suất gió), thông lượng hiển nhiột, và thông lượng ẩn nhiệt (hoặc hơi nước).
Vì ITIÔ hình khí quyển chạy trên lưới thô còn BATS chạy trên lưới con, nên đầu vào từ mô hình khí quyển cho BATS cần phải được phân bố lại từ ô lưới thô cho các ô lưới con. V iệc phân bố lại này dựa trên cơ sở thông tin về độ cao địa hình của lưới thồ và lưới con. Đối với nhiệt độ không khí bề mặt, việc phân bô' lại dựa vào hiệu giữa độ cao địa hình của lưới thô và các ô lưới con tương ứng. Nếu ký hiệu chỉ số trên sg là lưới con và dấu gạch ngang phía trên là lưới thô, nhiệt độ không khí gần bề mặt T tại ô lưới
con i , j được nhận bởi hệ thức:
T f c T + T r i h - h * ) , (3.1)
trong đó h ký hiệu độ cao địa hình và r T là gradient thẳng đứng trung bình của nhiệt độ khí quyển, được giả thiết bằng -6 .5 °c /k m . Với điều kiện
h = ị ỵ . K ‘, (3.2)
y v i . j (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
k h i đ ó ta có
f = — Y T * * (3.3)
N u
do đó nhiệt độ được bảo toàn trong quá trình phân bố lại. Chú ý rằng các trường địa hình qui m ô lưới thô và lưới con buộc phải thỏa mãn (3.2). Áp suất và mật độ không khỉ bề m ặt cũng được phân bố lại dựa vào hiệu địa hình giữa lưới thô và lưới con khi sử dụng gradient nhiệt độ r 'T.
Hơi nước gần bề m ặt cũng cần được phân bô lại một cách phù hợp với nhiệt độ, nếu không thì việc tính toán các dòng hiển nhiệt và ẩn nhiệt tại các ô lưới con có thể bị thay đổi m ột cách giả tạo. Để phân bố lại hơi nước trước hết ta tính độ ẩm tương đôi gần bế m ặt của lưới thô. Sau đó giả thiết rằng độ ẩm tương đối R H tại các ô lưới con đều bằng nhau và bằng độ ẩm tương đối của ô lưới thô (chứa các ô lưới con này). Bằng cách biến đổi ngược phương trình C lausius-C lapeyron, giả thiết này cho phép ta tính tỷ số xáo trộn hơi nước tại mỗi ô lưới con. Tuy nhiên, vì bản chất phi tuyến của phương trình C lausius-C lapeyron, nên trung bình giá trị hơi nước của các ô lưới con nhận được qua thủ tục này nói chung không bằng hơi nước của ô lưới thô. Do đó, để bảo toàn hơi nước trong quá trình phân bố lại, ta tính hiệu của hơi nước giữa ô lưới thô và trung bình của các ô lưới con, sau đó phân phối hiệu này một cách đồng đéu cho tất cả các ô lưới con. Tóm lại, bằng thủ tục phân bố lại này, các ô lưới con có độ cao địa hình thấp hơn sẽ được đặc trưng bởi nhiệt độ và tỷ số xáo trộn hơi nước gẩn bề m ặt cao hơn so với những ô lưới con có độ cao địa hình cao hơn.
Sự phân bô' lại giáng thủy nói chung rất khó khăn, vì giáng thủy không tương quan m ột cách dễ dàng với độ cao địa hình hoặc với loại bề mặt đất. Do đó ta sẽ chọn cách tiếp cận đơn giản là cường độ giáng thủy qui mô dưới lưới tại các ô lưới con giống như đối với ô lưới thô tương ứng. Riêng đối với giáng thủy đối lưu, đổ mô tả bản chất qui mô dưới lưới của quá trình này, ta chọn phương án phân bố lại bằng cách phân phối đổng đều lượng giáng thủy của ô lưới thô chỉ trên một phần được chọn ngẫu nhiên trong tổng số các ô lưới con. Ở đây, phần này được giả thiết bằng số nguyên gần nhất của 0.3 X N (xem SGD94). Giả thiết chỉ có 0.3 phần diện tích có giáng thủy đối lưu trước đây đã được sử dụng trong các mô hình khí hậu, chẳng hạn trong NCAR CCM (Kiehl et ai. 1996). Đ ể bảo toàn tổng lượng giáng thủy, tại mỗi ô lưới con, nơi giáng thủy được phân bố lại, cường độ giáng thủy được xác định bằng cường độ giáng thủy trên ô lưới thô nhân với nghịch đảo của phần diện tích (so với ô lưới thô) có giáng thủy. Kết quả là giáng thủy đối lưu rơi trên phần diện tích (khoảng 0.3) của ô lưới thô sẽ có cường độ lớn hơn.
Cuối cùng, đối với các dòng bức xạ và tốc độ gió gần bề mặt, ta cũng sẽ giả thiết rằng các giá trị của lưới thô và lưới con là như nhau. Đây là m ột hạn ch ế của sơ đồ phân bố lại này, và nó cần được phát triển tiếp.
Sau khi thực hiện những tính toán theo sơ đồ BATS cho tất cả các ô lưới con, các thông lượng cẩn thiết để trả về cho mô hình khí quyển sẽ được kết hợp lại từ các ô lưới con cho ô lưới thô tương ứng bằng cách lấy trung bình đơn giản. Chảng hạn, đối với dòng ẩn nhiệt LH, ta có:
L H = — Y L H * (3.4)
N u J
3.3 KHẢO SÁT MỨC ĐỘ BẤT ĐỔNG NHẤT BỂ MẶT TRONG KHU v ự c NGHIÊN CỨU
T rên hình 3.1 dẫn ra các bản đồ phân bố độ cao địa hình (các hình bên trái) và loại lớp phủ bề m ặt (các hình bên phải) của miền tính ứng với các độ phân giải của mô hình bề m ặt 60 X 60 km, 30 X 30 km và 20 X 20 km.
a) Địa hình độ phân giải 60 km d) Loại bề mặt độ phân giải 60 km
b) Địa hình độ phân giải 30 km e) Loại bề mặt độ phân giải 30 km
Hình 3.1 Bản đồ độ cao địa hình (bên trái) và loại lớp phủ bề mặt (bên phải) với các độ phân giải ngang khác nhau
Chú ý rằng, các file địa hình và đất sử dụng được dùng trong các thí nghiệm của chúng tôi đều có độ phân giải 10 phút. Có thể nhận thấy từ các hình 3 .1 a -c rằng, do bị làm trơn khi độ phân giải giảm nên địa hình ờ trường hợp chạy kiểm tra “ thô” hơn so với hai trường hợp còn lại. Khi độ phan giải tăng lên, địa hình, và cả loại bề mặt, được mô tả chi tiết hơn. V í dụ, khu vực Việt Nam địa hình được phản ánh chính xác hơn, thể hiện qua dãy núi Trường Sơn được biểu hiện rõ hơn. Các hình 3 .Id —f cũng cho thấy
loại bề m ặt thể hiện đa dạng hơn khi tăng độ phân giải. Để đánh giá mức độ bất đồng nhất lớp phủ bề m ặt khi tăng độ phân giải, chúng tôi đã tính sô' loại bề m ặt có thể xuất hiộn trong từng ô lưới thô khi chia ô lưới thô thành N ô lưới con. K ết quả được dẫn ra trên hình 3.2. Q ua đó có thể thấy, ngoại trừ những vùng trên biển và đồng bằng, hầu hết các vùng lãnh thổ trên đất liền đều xảy ra sự bất đồng nhất, đặc biệt là ờ những nơi có địa hình phức tạp. Khi độ phân giải của mô hình bề m ặt càng tăng, sự bất đồng nhất càng thể hiện rõ. Chẳng hạn, đối với vùng lãnh thổ Việt Nam , ở độ phân giải 30x30km , sự bất đồng nhất xảy ra ở khu vực Tây Bắc, vùng núi Đông Bắc, dải Trung Bộ và khu vực Tây N guyên, với số loại bề m ặt trong từng ô lưới phổ biến từ 2 - 3 loại. Trong khi đó, với độ phân giải 20x20km , sự bất đồng nhất xảy ra hđu như trên toàn lãnh thổ với số loại bề m ặt trong từng ô lưới có thể lên đến 5 -6 loại.
Degree o f h ete ro g e n e ity in Londuse in 2x2 case Degree o f h ete ro ge ne ity in Landuse in 3 x3 ease
• ' V 1 v * ' v r -1■ ’O v ; * ;i II ,* í * v •« r *1 1 • - ị. ' ỉ • V í ■ỉ? • ’ J 'C: - V Í
a) Độ phân giải 30x30km b) Độ phân giải 20x20km
Hinh 3.2 Mức độ bất đồng nhã't loại bề mặt khi tăng độ phân giải của mô hlnh bể mặt
3.4 ẢNH HƯỞNG CỦA BẤT ĐỔNG NHẤT ĐẾN TRƯỜNG NHIỆT ĐỘ MÔ PHỎNG
Trên các hình 3 .3 a -c dẫn ra trường nhiệt độ 2m của m iền tính theo số liệu CRU trong các tháng 6 -8 /1 9 9 7 . Từ đó nhận thấy, vào tháng 6, m ột vùng rộng lớn với nhiệt độ trung binh trên 28°c trải rộng từ bán đảo An Độ, khu vực Thái Lan, Nam Bộ và m iền Bắc Việt Nam . Sang tháng 7 và tháng 8, các khu vực nóng này thu hẹp lại một cách đáng kể, nhất là trên bán đảo Ấn Độ và khu vực Thái Lan. D iễn biến nền nhiệt như trên có thể liên quan đến sự làm giảm nhiệt độ do mưa trong thời kỳ gió mùa mùa hè ở đây. Điều đó cũng được phản ánh khá rõ nét khi xem xét sự phán bố nhiệt độ trên khu vực V iệt Nam và Đ ông Dương. Chính vì vậy, chúng tôi sẽ chú trọng khảo sát kỹ hơn cho khu vực này khi so sánh kết quả mô phỏng của mô hình với số liệu phân tích của CRU.
N hiệt độ mô phỏng theo mô hình ứng với các trường hợp thí nghiệm được dẫn ra trên các hình từ 3 .4 -3 .1 2 . Trong các hình này, a) là trường hợp chạy kiểm tra, tức chưa đưa hiệu ứng bất đồng nhất vào. Có thể nhận thấy rằng, về cơ bản m ô hình đã mô phỏng được sự phan bố của trường nhiệt độ trong tất cả các tháng (6,7,8/1997). M ặc dù vậy trên hầu hết lãnh thổ khu vực Đông Dương, nền nhiệt mô phỏng nói chung thấp