Có rất nhiều mô hình tính toán ET được các tác giả áp dụng cho phạm vi châu lục cũng như toàn cầu. Nhìn chung các mô hình này sử dụng và hiệu chỉnh các thông số của phương trình P-M và dự vào phương trình cân bằng năng lượng và phương trình cân bằng nước để tính toán ET. Dưới đây là phương trình cân bằng năng lượng:
λE = Rn + G - H
Trong đó: λE là năng lượng cần thiết để chuyển đổi nước từ trạng thái lỏng sang hơi;
Rn là mạng lưới bức xạ (net radiation); G là dòng nhiệt bề mặt đất;
H là dòng nhiệt có thể nhận biết được. Phương trình cân bằng nước:
ΔS = P – ET – Q - D
Trong đó: P là lượng mưa; Q là dòng chảy mặt;
D là dòng chảy ngầm.
Các dữ liệu đầu vào của các mô hình này là một số sản phẩm của MODIS và các dữ liệu khí tượng được đo tại các trạm khí tượng toàn cầu. Mô hình của Mu và cộng sự
đưa ra để tính ET ở phạm vi toàn cầu tỏ ra ưu việt và có độ tin cậy cao hơn so với các mô hình của các tác giả khác. Việc ứng dụng mô hình này (hình 2.2) để tính toán ET cho khu vực nghiên cứu Tây Nguyên sẽ cho kết quả đáng tin cậy hơn. Tổng ET hàng ngày bằng tổng bốc hơi từ bề mặt ẩm ướt (λEwet_C), tổng sự thoát hơi từ bề mặt khô (λEtrans) và tổng lượng bốc hơi từ bề mặt đất (λESOIL) theo công thức chính dưới đây: (Mu et al. 2011)
λE = λEwet_C + λEtrans + λESOIL Trong đó:
λESOIL = λEwet_SOIL + λESOIL-POT x (RH/100)VPD/β
Giải thích các thông số:
• s = d(esat)/dT thể hiện độ dốc đường cong liên kết giữa áp suất hơi nước bão hòa (esat) với nhiệt độ;
• VPD là độ dẫn khí khổng tiềm năng;
• RH là thông số có liên quan đến độ ẩm (%); • β = 200 (trong thuật toán cũ là 100);
• AC = Fc × A; trong đó: A là phần năng lượng được phân chia giữa nguồn nhiệt nhạy, dòng nhiệt ngầm và dòng nhiệt bề mặt; A = Rnet – G; Rnet = (1- α) × RS↓ + (εa – εs) × σ × (273.15 + T)4 ; εs = 0.97; α là albedo; RS↓ là bức xạ của bước sóng ngắn trở xuống; σ;
nhất và lớn nhất của EVI trong khoảng thời gian nghiên cứu (Mu áp dụng các giá trị EVI như sau: 0.95 và 0.05). Trong mô hình mới FC = FPAR (MOD15A2 FPAR);
• ρ là mật độ không khí;
• Cp sức chứa nguồn nhiệt đặc trưng của không khí;
• rhrc = (rhc × rrc)/(rhc + rrc) (s m-1) là sức kháng khí động học;
rhc = 1/(gl_sh × LAI × Fwet); (s m-1) là sức kháng bề mặt tán ẩm với độ nhậy nhiệt; gl_sh (s m-1) là độ dẫn nhiệt của lá trên một đơn vị của LAI
rrc = (ρ × Cp)/( 4.0 × σ × Ti3) (s m-1) là sức kháng với bức xạ nhiệt truyền qua không khí
σ (W m-2 K-4) là hằng số Stefan – Boltzmann;
• Fwet = 0 khi RH < 70% tương ứng với bề mặt nước; Fwet = RH4 khi 70% ≤ RH ≤ 100%;
• rvc = 1/(gl_e_wv × LAI × Fwet) (s m-1) là sức kháng khí động học trên bề mặt tán ẩm ướt;
gl_e_wv là độ dẫn của lá với bốc hơi nước trên đơn vị LAI; • λ là dòng nhiệt ngầm của sự bốc hơi;
• ra là sức kháng khí động lực;
• γ = Cp x Pa x Ma/(λ x Mv); trong đó Ma và Mv là các khối phân tử khí khô và ướt; Pa là áp suất không khí;
• rs là sức kháng bề mặt
• ASOIL = (1− Fc) × A –G; trong đó G = Gsoil × (1 –Fc);
Gsoil = 4 :73 × Ti −20.87 khi Tminclose ≤ Tannavg < 25°C ; Tday−Tnight ≥ 5°C Gsoil = 0 khi Tannavg ≥ 25°C hoặc Tannavg < Tminclose hoặc Tday−Tnight < 5°C Gsoil = 0.39*Ai khi abs(G) > 0.39 × abs(Ai)
Trong đó: Tannavg là nhiệt độ ban ngày trung bình tính cho cả năm; Tminclose là ngưỡng giá trị thấp khi khí khổng (stomata) ngừng hoạt động và sự thoát hơi từ thực vật tạm dừng.
• ras = (rhs × rrs)/(rhs + rrs) là sức kháng khí động học ở bề mặt đất (s m-1) rrs =ρ × Cp/(4.0× σ × Ti3) là sức kháng với bức xạ nhiệt;
Các giá trị: rblmax và rblmin, VPDopen và VPDclose được liệt kê trong bảng 1.4
• rtot = rtotc × rcorr là sức kháng khí động học với sự di chuyển của hơi nước; trong đó rtotc = 107.0; Ti = 20°C and Pa=101300 Pa
Bảng 1.12: Bảng tra một số thông số để tính ET
Trong đó:
ENF là rừng lá kim thường xanh; EBF rừng lá rộng thường xanh; DNF rừng lá kim rụng lá; DBF rừng lá rộng rụng lá;
MF rừng hỗn giao; WL Xavan cây gỗ;
SV Xavan; CSH cây bụi kín;
OSH cây bụi thưa; Grass vùng đồng cỏ, đất trống, đất ở; Crop cây trồng