Đánh giá vai trò của địa hình và điều kiện mặt đệm trong mô hình số mô phỏng và dự báo khí hậu khu vực Việt Nam Đông Dương

Mục tiêu và nội dung nghiên cứu: a Nghiên cứu sơ đồ tham số hóa các quá trình bề mặt ư Nghiên cứu phương pháp biểu diễn hiệu ứng bất đồng nhất địa hình và lớp phủ bề mặt trong mô hình k

Đại học Quốc gia Hà Nội

Trường Đại học Khoa học Tự nhiên

Đánh giá vai trò của địa hình và điều kiện mặt đệm

khu vực Việt Nam ư Đông Dương

Chủ trì đề tài: PGS TS Phan Văn Tân

Hà Nội ư 2005

Đại học Quốc gia Hà Nội

Trường Đại học Khoa học Tự nhiên

Đánh giá vai trò của địa hình và điều kiện mặt đệm

khu vực Việt Nam ư Đông Dương

Mã số: QG.04.13

Chủ trì đề tài: PGS TS Phan Văn Tân Các thành viên tham gia: TS Trần Quang Đức

Báo cáo tóm tắt đề tài

1 Tên đề tài: Đánh giá vai trò của địa hình và điều kiện mặt đệm trong mô hình

số mô phỏng và dự báo khí hậu khu vực Việt Nam ư Đông Dương

2 Mã số: QG.04.13

3 Chủ trì đề tài: PGS TS Phan Văn Tân

4 Các cán bộ tham gia:

1) TS Trần Quang Đức 2) ThS Vũ Thanh Hằng 3) CN Thái Thị Thanh Minh 4) CN Nguyễn Đăng Quang

6) NCS Hồ Thị Minh Hà 7) NCS Bùi Hoàng Hải

5 Mục tiêu và nội dung nghiên cứu:

a) Nghiên cứu sơ đồ tham số hóa các quá trình bề mặt

ư Nghiên cứu phương pháp biểu diễn hiệu ứng bất đồng nhất địa hình và lớp phủ

bề mặt trong mô hình khí hậu

ư Tìm hiểu sơ đồ thuật toán và lập trình tính các hiệu ứng nói trên

ư Tính toán thử nghiệm và hoàn thiện sơ đồ

b) Nghiên cứu ứng dụng sơ đồ tham số hóa các quá trình bề mặt qui mô dưới lưới vào mô hình khí hậu khu vực RegCM

ư Tìm hiểu, khai thác mô hình mô phỏng và dự báo khí hậu khu vực RegCM

ư Nghiên cứu phương pháp lồng ghép sơ đồ tính hiệu ứng bất đồng nhất địa hình

và lớp phủ bề mặt vào mô hình khí hậu khu vực RegCM

ư Chạy mô hình RegCM để tính toán mô phỏng/dự báo cho các trường hợp: + Chưa tính đến bất đồng nhất bề mặt

+ Tính đến bất đồng nhất do độ cao địa hình và lớp phủ bề mặt

+ Thử nghiệm hiệu ứng độ nhạy theo các sơ đồ tham số hóa đối lưu

ư So sánh các trường hợp tính toán, đánh giá kết quả

ra sự bất đồng nhất Khi tăng độ phân giải mô hình bề mặt, độ cao địa hình được mô tả chi tiết hơn, số loại bề mặt xuất hiện trong các ô lưới mô hình phổ biến từ 2ư3 loại khi

độ phân giải mô hình bề mặt là 30ì30 km, và tăng lên có thể tới 5ư6 loại khi đô phân giải tăng lên đến 20ì20 km

2) Đã sử dụng mô hình khí hậu khu vực RegCM3 để mô phỏng khí hậu bề mặt cho khu vực Đông Dương và Việt Nam trong thời kỳ 6ư8/1997 Đồng thời đã khảo sát hiệu ứng của tính bất đồng nhất qui mô dưới lưới của độ cao địa hình và loại bề mặt khi chạy mô hình RegCM3 với các sơ đồ tham số hóa đối lưu theo 9 trường hợp thí nghiệm Kết quả mô phỏng trường nhiệt độ 2m trung bình và tổng lượng mưa từng tháng được so sánh với số liệu phân tích của CRU Từ đó nhận thấy rằng, so với số liệu CRU, mô hình đã mô phỏng khá tốt trường nhiệt độ, nhưng đối với lượng mưa thì có sự biến đổi mạnh giữa các thí nghiệm và tùy thuộc vào sơ đồ đối lưu Hiệu ứng của tính bất đồng nhất bề mặt là nhỏ đối với trường nhiệt độ mô phỏng, nhưng nó đã làm biến

đổi đáng kể sự phân bố không gian của lượng mưa và ít ảnh hưởng đến tổng lượng mưa toàn miền

3) Nói chung trên khu vực Việt Nam ư Đông Dương, nhiệt độ mô phỏng thấp hơn

so với số liệu CRU khoảng vài độ, nhất là trong những trường hợp sử dụng các sơ đồ

đối lưu AS74 và FC80 Trong các sơ đồ đối lưu, sơ đồ Kuo cho lượng mưa mô phỏng vượt quá quan trắc ở các vùng Nêpan, Myama, và thấp hơn quan trắc ở khu vực Việt Nam và Đông Dương, trong khi đó các sơ đồ AS74 và FC80 thường cho lượng mưa mô phỏng vượt quá quan trắc hầu như trên toàn miền tính

4) ảnh hưởng của tính bất đồng nhất bề mặt không được thể hiện rõ trong các trường nhiệt độ và lượng mưa khi chạy với sơ đồ Kuo, nhưng khi chạy với các sơ đồ AS74 và FC80 nó đã làm thay đổi đáng kể cấu trúc không gian của lượng mưa tùy thuộc vào độ phân giải của mô hình bề mặt ảnh hưởng quan trọng nhất của việc tăng

độ phân giải mô hình bề mặt là mô tả chi tiết hơn cấu trúc qui mô dưới lưới của lượng mưa trên khu vực Đông Dương Trong số các sơ đồ đối lưu, sơ đồ AS74 với việc đưa vào tính bất đồng nhất bề mặt qui mô dưới lưới dường như cho kết quả mô phỏng lượng mưa phù hợp hơn với quan trắc CRU

5) Tính bất đồng nhất bề mặt qui mô dưới lưới cũng có ảnh hưởng tới các đặc

điểm khác của bề mặt, như hàm lượng nước trong các lớp đất, dòng chảy mặt, các dòng

ẩn nhiệt (bốc thoát hơi) và hiển nhiệt, mặc dù những ảnh hưởng này nói chung là nhỏ

7 Tình hình kinh phí của đề tài

Abstract

1 Project title: Study on the roles of topography and surface conditions in the

numerical model for climate simulation and prediction over Vietnam − Indochina regions

2 Code number: QG.04.13

3 Project Leader: Assoc Prof Dr Phan Van Tan

4 Members: 1) Dr Tran Quan Duc

2) M.Sc Vu Thanh Hang 3) B.Sc Thai Thi Thanh Minh 4) B.Sc Nguyen Dang Quang 5) B.Sc Du Duc Tien

6) PhD Student Ho Thi Minh Ha 7) PhD Student Bui Hoang Hai

5 Aims and contents of project:

a) Study on land surface processes parameterization schemes

− Methods of representation of the land surface heterogeneous effects in the climate models

− Algorithms and programming for calculating these effects

− Performing the calculations and improving schemes

b) Implementation of the subgrid scale parameterization schemes of the land surface heterogeneity in the RegCM

− Study on the implementation of RegCM to simulate regional climate

− Application of the subgrid scale parameterization schemes of the land surface heterogeneity in RegCM

− Run the RegCM to simulate the surface climate conditions:

+ Without subgrid scale heterogeneity of land surface

+ With subgrid scale heterogeneity of terrain high and landuse

+ Test of sensitivities of different convective parameterization schemes

− Comparison of different experiments, including control cases, with observed data and making comments

6 Results:

1) Based on the terrain high and landuse data sets with 10 minutes resolutions, the subgrid scale heterogeneity of land surface in the gridboxes of regional climate model with resolution of 60km are investigated over domain of 2oN−35oN and

85oE−125oE Heterogeneity of subgrid scale of terrain high and landuse are determined with two resolutions of the land surface model: 30×30 km and 20×20 km The results show that, land surface heterogeneities occur in the most of model gridboxes locating over continent The number of surface types appearing in the model girdboxes is usually 2−3 with the resolution of land surface model is 30×30 km, and increased up to 5−6 types in the case of land surface model resolution is 20×20 km

2) The Regional Climate Model version 3.0 (RegCM3) is used to simulate surface climate over Indochina and Vietnam in the periods of June−August 1997 Effects of land surface subgrid scale heterogeneity are investigated within RegCM3 with different convective precipitation parameterization schemes Nine experiments are designed by combinations of different surface model resolutions and convective parameterization schemes The model simulations of 2m−temperature and rainfall of all experiments are compared to CRU data set and to each others The results show that, the 2m−temperatures patterns are reproduced well in comparison with CRU data, but the simulated rainfalls of the model are noticeable different and changed from one

to another experiment depending on the convective schemes The effects of subgrid scale heterogeneity of land surface on temperature fields are negligible Unlike temperature fields, these heterogeneities substantially impact on spatial distributions of simulation rainfalls rather than on total rainfalls of the domain

3) In general, over regions of Vietnam and Indochina, the model simulated 2m temperatures are underestimated by a few degrees in comparison with CRU data, especially, in the cases of using convective schemes of Grell type with AS74 and FC80 closures (AS74 and FC80) In the experiments, which run with convective schemes of Kuo type (TH*_K), the simulated rainfalls are overestimated in the regions of Nepan, Myama, and underestimated over Vietnam and Indochina; but in the cases of runing with AS74 and FC80, the simulated rainfalls are usually overestimated

4) Effects of land surface heterogeneity are not evidently represented in both of simulated temperature and rainfall when running with the convective scheme of Kuo type, but the spacial distributions of rainfall in July and August are changed significantly when running with AS74 and FC80 schemes depending on the land surface model resolutions The most important effect of the increase of land surface model resolution is an increased finescale structure of rainfall over Indochina Among the convective schemes, the AS74 with including subgrid scale heterogeneity seems giving the rainfall that better agreement with CRU data

5) The heterogeneity of the subgrid scale also affects other features of land surface, such as water content in soil layers, runoff, latent heat (evapotranspiration), sensitive heat,… although these effects are small, in general

Mục lục

Mở đầu 2

Chương 1 Tham số hoá các quá trình trao đổi bề mặt trong mô hình khí hậu 4

1.1 Vị trí của mô hình trao đổi bề mặt trong mô hình khí hậu 4

1.2 ảnh hưởng của bất đồng nhất do địa hình và lớp phủ bề mặt đối với các dòng trao đổi đất ư khí quyển 7

1.3 Phương pháp tính đến bất đồng nhất địa hình và lớp phủ bề mặt 9

Chương 2 Giới thiệu về mô hình số mô phỏng và dự báo khí hậu khu vực RegCM 11

2.1 Sơ lược lịch sử phát triển 11

2.2 Hệ thống lưới tọa độ ngang và thẳng đứng của RegCM 13

2.3 Phép chiếu bản đồ và nhân tố bản đồ 13

2.4 Động lực học của mô hình 15

2.5 Tham số hóa vật lý trong mô hình 16

2.5.1 Sơ đồ bức xạ 16

2.5.2 Mô hình bề mặt đất 17

2.5.3 Sơ đồ lớp biên hành tinh 17

2.5.4 Các sơ đồ giáng thủy đối lưu 18

2.5.5 Sơ đồ giáng thủy qui mô lưới 23

2.5.6 Tham số hóa các dòng từ đại dương 24

2.5.7 Sơ đồ Gradient áp suất 25

2.5.8 Mô hình hồ 25

2.5.9 Mô hình truy nguyên (tracer model) 26

2.6 Điều kiện biên trong RegCM 27

Chương 3: Kết quả tính toán và nhận xét 28

3.1 Số liệu ban đầu và thiết kế thí nghiệm 28

3.2 Đưa hiệu ứng bất đồng nhất bề mặt và độ cao địa hình vào mô hình RegCM3 30

3.3 Khảo sát mức độ bất đồng nhất bề mặt trong khu vực nghiên cứu 32

3.4 ảnh hưởng của bất đồng nhất đến trường nhiệt độ mô phỏng 33

3.5 ảnh hưởng của bất đồng nhất đến lượng mưa mô phỏng 39

Kết luận và kiến nghị 53

Tài liệu tham khảo 56

Phiếu đăng ký kết quả nghiên cứu KHưCN 58

Mở đầu

Trong nghiên cứu và dự báo khí hậu bằng mô hình số, địa hình thường được làm trơn bằng cách thay thế độ cao thực bởi độ cao đại diện cho từng ô lưới Việc làm trơn này có ảnh hưởng đáng kể đến kết quả dự báo các biến trường khí hậu, đặc biệt ở những khu vực địa hình có độ chia cắt ngang và chia cắt sâu lớn Hơn nữa, trong điều kiện hiện nay, khi mà độ phân giải của các mô hình khí hậu khu vực chỉ mới đạt được

cỡ hàng chục đến hàng trăm km, sự làm trơn địa hình chắc chắn sẽ dẫn đến sự bất đồng nhất lớn về độ cao địa hình ngay trong từng ô lưới Bên cạnh độ cao địa hình, mặt đệm cũng đóng một vai trò hết sức quan trọng đối với điều kiện khí hậu của mọi khu vực

Sự biến đổi của mặt đệm gây nên sự biến đổi của albedo cũng như khả năng hấp thụ và phát xạ bức xạ mặt trời và bức xạ sóng dài Mặt đệm cũng ảnh hưởng đến các quá trình trao đổi năng lượng giữa bề mặt và khí quyển thông qua sự vận chuyển rối, bốc thoát hơi từ bề mặt, ngưng kết hơi nước trong khí quyển, Chính vì vậy, trong các mô hình

dự báo khí hậu, vai trò của địa hình và lớp phủ bề mặt có ảnh hưởng lớn đến các quá trình tương tác giữa mặt đệm và khí quyển, và chúng được tham số hóa thông qua các mô hình trao đổi bề mặt (Earth Surface Exchange Model ư ESEM)

Trong những năm gần đây, người ta đã cố gắng đưa các quá trình tương tác giữa các thành phần của hệ thống khí hậu (khí quyển, thuỷ quyển, sinh quyển, thạch quyển, băng quyển) vào các mô hình dự báo Tuy nhiên, việc biểu diễn toán học những quá trình tương tác này nhằm mô tả định lượng các cơ chế hồi tiếp cũng chỉ mới được thực hiện ở mức độ nhất định Các quá trình trao đổi giữa bề mặt và khí quyển được quan tâm nghiên cứu bao gồm: Các dòng trao đổi bức xạ, động lượng, hiển nhiệt và hơi nước qua mặt tiếp xúc khí quyển ư bề mặt; các nguồn năng lượng và nước trong lớp đất gần

bề mặt; các nguồn năng lượng và nước trong các tán cây; và các quá trình hình thành, tan tuyết Hiện nay người ta đã lồng các mô hình tính các dòng trao đổi này vào trong các mô hình khí hậu khu vực Một trong những mô hình phát triển theo hướng này là mô hình RegCM (Regional Climate Model) RegCM được xây dựng trên cơ sở mô hình MM4 (Mesoscale Model version 4), nhưng kế thừa và phát triển sơ đồ mô tả các quá trình tương tác đất ư khí quyển của CCM (Community Climate Model)

Ngoài việc lồng những quá trình tương tác đất ư khí quyển vào các mô hình khí hậu, người ta còn xây dựng các mô hình tách biệt (chạy tính độc lập) nhằm nghiên cứu vai trò của mặt đệm đối với quá trình tương tác đất ư khí quyển Trong những mô hình này, các tính chất của bề mặt được xem như nhữug tham số biến đổi, còn các dòng bức xạ, hiển nhiệt, ẩn nhiệt, nước, sẽ là những biến cần khảo sát Điều kiện khí hậu được phản ánh thông qua sự biến thiên của các biến này

ở Việt Nam, hướng nghiên cứu này đã được đề cập đến thông qua một thử nghiệm mô phỏng mưa bằng mô hình RegCM [15] Ngoài ra, trong khuôn khổ đề tài nghiên cứu khoa học đặc biệt cấp Đại học Quốc gia Hà Nội 2002ư2003, chúng tôi đã

bước đầu thu được một số thành quả trong việc nghiên cứu ảnh hưởng của tính bất

đồng nhất bề mặt đối với các dòng trao đổi năng lượng, nhiệt, ẩm giữa đất và khí quyển [18]

Nghiên cứu dự báo khí hậu hiện đang là một vấn đề mang tính thời sự ở nước ta

Do nhiều điều kiện khác nhau, bài toán này hiện chỉ mới dừng lại trong phạm vi các mô hình thống kê Như đã biết, hạn chế của các mô hình thống kê là phụ thuộc vào độ dài và chất lượng của tập số liệu sử dụng Hơn nữa, do tính chất vốn có, các mô hình này chỉ có thể nắm bắt được những hiện tượng mang tính qui luật, và sẽ cho kết quả sai khi gặp những hiện tượng khí hậu đột biến

Để có thể nâng cao chất lượng dự báo, bên cạnh các mô hình thống kê cần phải nghiên cứu ứng dụng các mô hình số công nghệ cao Đề tài này được đặt ra như là một quá trình kế tiếp giai đoạn 2002ư2003, nhằm nghiên cứu ảnh hưởng của độ cao địa hình và điều kiện lớp phủ bề mặt đối với kết quả mô phỏng và dự báo các trường khí hậu bằng mô hình khí hậu khu vực, tạo tiền đề cho việc nghiên cứu ứng dụng các mô hình số vào dự báo khí hậu hạn vừa và hạn dài

Ngoài phần mở đầu, kết luận và kiến nghị, tài liệu tham khảo, nội dung báo cáo của đề tài được trình bày trong ba chương:

Chương 1 Tham số hoá các quá trình trao đổi bề mặt trong mô hình khí hậu Trong chương này trình bày vị trí của mô hình trao đổi bề mặt trong mô hình hệ thống khí hậu, ảnh hưởng của tính bất đồng nhất địa hình và lớp phủ bề mặt đến kết quả mô phỏng/dự báo các biến trường khí hậu, và phương pháp biểu diễn tính bất đồng nhất này trong các mô hình khí hậu

Chương 2 Giới thiệu về mô hình số mô phỏng và dự báo khí hậu khu vực RegCM Trong chương này giới thiệu sơ lược về lịch sử phát triển của mô hình khí hậu khu vực RegCM phiên bản 3.0, động lực học và vấn đề tham số hóa các quá trình vật lý của mô hình

Chương 3: Kết quả tính toán và nhận xét Đây là nội dung trọng tâm của báo cáo, trong đó trình bày việc thiết kế các thí nghiệm theo sự biến đổi độ phân giải của mô hình bề mặt, thời gian mô phỏng, việc lựa chọn miền tính cũng như các sơ đồ tham số hóa vật lý Việc so sánh, phân tích những kết quả tính toán, mô phỏng với tập số liệu quan trắc CRU cũng được tiến hành và trình bày trong chương này

Đề tài này được hoàn thành với sự hỗ trợ kinh phí từ phía Đại học Quốc gia (ĐHQG) Hà Nội, sự giúp đỡ của Ban Khoa học & Công nghệ, ĐHQG, Phòng Khoa học Công nghệ, trường Đại học Khoa học Tự nhiên, sự ủng hộ nhiệt tình của Hội đồng Khoa học Trái đất, ĐHQG HN, của Ban chủ nhiệm khoa Khí tượng Thủy văn và Hải dương học, cũng như sự đóng góp ý kiến của các nhà khoa học, các đồng nghiệp tham gia đề tài và tập thể cán bộ của Bộ môn Khí tượng Nhân đây chúng tôi xin bày tỏ lòng biết ơn chân thành

Chương 1 Tham số hoá các quá trình trao đổi bề mặt

trong mô hình khí hậu

1.1 Vị trí của mô hình trao đổi bề mặt trong mô hình khí hậu

Vấn đề cơ bản của tương tác đấtưkhí quyển (landưatmosphere interaction) là sự trao đổi ẩm và năng lượng giữa hai thành phần này Về mặt lịch sử, nhiều khía cạnh quan trọng của quá trình tương tác này đã được xem xét đến trong các lĩnh vực liên quan với vi khí tượng, khí tượng nông nghiệp, khí tượng rừng, lớp biên hành tinh, và thủy văn Gần đây hơn, tương tác đất ư khí quyển cũng đã được ghi nhận là vấn đề quan trọng trong việc nghiên cứu chu trình sinh địa hóa, khí hậu, khí tượng qui mô vừa,

và dự báo thời tiết bằng phương pháp số trị Trên thực tế, bề mặt đất được xem là thành phần cơ bản của hệ thống khí hậu từ khi bắt đầu Chương trình Nghiên cứu Khí hậu Toàn cầu (World Climate Research Programme ư WCRP), và nó đã được đưa vào mô hình hoàn lưu chung (General Circulation Model ư GCM) dưới dạng khá đơn giản.Các dòng ẩm và nhiệt từ bề mặt đất đóng vai trò quyết định sự phân bố của nhiệt

độ, hơi nước, giáng thủy, các tính chất của mây, và do đó cả dòng bức xạ từ khí quyển phía trên đi xuống tại bề mặt Việc kết hợp giữa các thành phần đất và khí quyển trong các mô hình nói chung phụ thuộc vào sự thiết lập các biểu thức biểu diễn các quá trình tương tác xảy ra giữa chúng Đây cũng là một trong những vấn đề hiện nay đang được nghiên cứu So với bề mặt đại dương, phạm vi biến thiên của điều kiện ẩm và nhiệt độ trên bề mặt đất rất lớn, từ những vùng đất khô cằn đến các vùng khí hậu ẩm ướt, từ khí hậu nhiệt đới đến khí hậu cực Trên bề mặt đất, nhiệt dung nhỏ, khả năng tích lũy nước hạn chế, dẫn đến sự biến động ngày đêm của điều kiện nhiệt, ẩm mạnh hơn rất nhiều

so với trên bề mặt đại dương, và tạo ra những tác động trực tiếp hơn đến sự biến đổi năng lượng và ẩm đi vào khí quyển, gây nên sự biến đổi các tính chất của mây và giáng thủy Khả năng hạn chế đối với việc tích lũy nhiệt và nước kết hợp với bản chất bất

đồng nhất của đất phía dưới, của lớp phủ thực vật cũng như độ nghiêng địa hình đã hàm chứa sự bất đồng nhất lớn trong các dòng hiển nhiệt và ẩn nhiệt từ bề mặt đất Tuy nhiên, sự khác biệt giữa các dòng này so với các dòng từ những bề mặt được xem là

đồng nhất ra sao, chúng có thể chi phối hoàn lưu qui mô vừa, tác động đến những điều kiện qui mô lớn như thế nào,… là những vấn đề cốt yếu mà hiện nay đang được tập trung nghiên cứu

Đầu vào cho các mô hình khí quyển từ các mô hình bề mặt đất biến thiên trên các qui mô không gian từ hàng chục đến hàng trăm km Trong khi còn rất nhiều, nếu không nói tất cả, các quá trình bề mặt đất xác định những đầu vào này về cơ bản xảy ra trên qui mô không gian nhỏ hơn, từ qui mô không gian lá đến cánh đồng hoặc tối đa là cảnh quan khu vực Những sơ đồ tham số hóa bề mặt đất đầu tiên trong các mô hình khí hậu và mô hình qui mô vừa chấp nhận giả thiết đồng nhất của bề mặt đất trên qui mô diện tích lưới mô hình, hoặc với một dạng bề mặt giả thiết cụ thể nào đó, hoặc lấy

trung bình trên các dạng bề mặt thực tế Những sơ đồ tham số hóa gần đây đã đưa vào một vài khía cạnh của tính bất đồng nhất và đi sâu nghiên cứu những nguyên nhân gây

ra sự khác biệt giữa các kết quả thu nhận được do tính đến các hiệu ứng bất đồng nhất khác nhau Một số tác giả đã đề xuất biểu diễn bề mặt đất bên trong mô hình dưới dạng khảm (mosaic) các bề mặt đồng nhất, mỗi một loại là một phần nào đó của tổng diện tích ô lưới Các biến dự báo, như độ ẩm đất và nhiệt độ đất, khi đó được tính riêng biệt cho mỗi miền con này Một số nghiên cứu khác lại nhấn mạnh tầm quan trọng của sự biến động không gian của giáng thủy và độ ẩm đất và đã đề xuất các sơ đồ tham số hóa thống kê

Hình 1.1 minh hoạ cấu trúc khả dĩ của một mô hình hệ thống khí hậu (đã đơn giản hoá) và vai trò giao diện của các mô hình trao đổi bề mặt trong đó Qua đó có thể thấy, khí quyển tương tác với bề mặt đất thông qua sự trao đổi động lượng, năng lượng, nước và các hợp phần hoá học khác Bề mặt làm tiêu hao động lượng đối với hoàn lưu khí quyển do sức cản bề mặt cũng như làm tiêu hao nguồn nước thông qua bốc hơi trên

đất và đặc biệt là trên biển Sự trao đổi bức xạ, hiển nhiệt và hơi nước giữa bề mặt ư khí quyển đóng vai trò cơ bản trong việc hình thành và duy trì hoàn lưu khí quyển trên nhiều qui mô không gian khác nhau, từ qui mô vừa của gió đất ư biển (sea-breeze) đến qui mô toàn cầu của hoàn lưu Hadley Hơn nữa, những tác động của bề mặt làm ảnh hưởng đáng kể đến khí hậu cả trên qui mô lớn, qui mô vùng và địa phương (Giorgi & Mearns, 1991 [11]) Tương tự, ứng suất gió và các dòng năng lượng và nước bề mặt trên đại dương là cơ chế tác động chính tạo ra hoàn lưu biển khu vực và toàn cầu (Niiler 1992, [10])

Hình 1.1 Sơ đồ biểu diễn một dạng đơn giản có thể của mô hình hệ thống khí hậu (CSM) trong

đó ESEMs đóng vai trò giao diện giữa các thành phần

Theo truyền thống, trên đất liền, các mô hình trao đổi bề mặt được xem như là công cụ để tính các dòng động lượng, năng lượng và nước bề mặt cho các mô hình khí quyển (AM) khi cho trước tập các tham số biểu thị tính chất bề mặt đất Tuy nhiên, trong các mô hình hệ thống khí hậu hiện nay, mô hình trao đổi bề mặt đóng vai trò giao diện, kết nối những tác động qua lại giữa các mô hình khí quyển, sinh quyển và thủy văn bề mặt Để tính được các dòng bề mặt, mô hình trao đổi bề mặt đòi hỏi phải

được cung cấp một số biến bề mặt, như lớp phủ thực vật và các tính chất của nó Trong một số mô hình hiện nay, các biến này được cho dưới dạng tập các số liệu đầu vào Tuy nhiên, trong những mô hình kết hợp như trên hình 1.1 giá trị các biến này được tạo thành trong sự tương tác lẫn nhau giữa các mô hình hệ sinh thái, mà đến lượt mình các mô hình này sử dụng các biến khí hậu và nguồn nước bề mặt tạo nên bởi mô hình trao

đổi bề mặt để mô phỏng động lực học hệ sinh thái

Hình 1.2 là một minh họa cho vai trò giao diện của mô hình trao đổi bề mặt trong mô hình hệ thống khí hậu Mô hình khí quyển cung cấp gió, áp suất, nhiệt độ, độ ẩm tại mực thấp nhất của mô hình, bức xạ mặt trời và phát xạ sóng dài từ khí quyển từ sơ

đồ tham số hoá bức xạ, các hệ số trao đổi nhiệt, ẩm từ sơ đồ tham số hoá rối bề mặt và giáng thủy cho mô hình bề mặt đất Kết quả tính toán của mô hình đất sẽ trả lại cho mô hình khí quyển các dòng hiển nhiệt, ẩn nhiệt, nước (bốc hơi),…, và lượng nước dư thừa biến thành dòng chảy mặt Sự kết hợp nước trong khí quyển và nước tại bề mặt về cơ bản xảy ra thông qua sự phân chia giáng thuỷ thành bốc hơi, dòng chảy và nước thấm xuống đất sâu Các mô hình khí hậu hiện nay nói chung tính dòng chảy như là phần còn lại của lượng giáng thuỷ sau khi đã bốc thoát hơi và cán cân nước của lớp đất sâu vài mét tính từ bề mặt Tuy nhiên trong thực tế, giáng thuỷ, bốc hơi, ẩm đất và dòng chảy tác động lẫn nhau rất phức tạp, phụ thuộc vào dạng địa hình, tính chất đất và tương tác với các lớp nước dưới sâu (Freeze 1978, Dooge 1986 [23]) Do đó cần phải

có các mô hình thuỷ văn để có thể tính được những hiệu ứng đó khi xác định dòng chảy hữu hiệu và sự trao đổi nước với đất dưới sâu Các mô hình trao đổi bề mặt có thể

đóng vai trò giao diện giữa các mô hình thuỷ văn và các mô hình hệ thống khí hậu bằng cách tính nguồn nước của lớp đất bề mặt, nơi các quá trình sinh lý xảy ra (tức sự bốc thoát hơi) và cung cấp nguồn này như là điều kiện biên cho modul thuỷ văn

Hình 1.2 Vai trò giao diện của mô hình đất trong mô hình hệ thống khí hậu

Cuối cùng, các mô hình trao đổi bề mặt còn có vai trò quan trọng trong mô hình

hoá vận chuyển các chất hoá học trong khí quyển (tạm gọi là mô hình truy nguyên ư

Tracer Model), vì các nguồn vận chuyển thẳng đứng trong lớp khí quyển dưới thấp và

các quá trình lắng đọng khô liên quan chặt chẽ với hiệu ứng của sự trao đổi giữa bề mặt

ư khí quyển và các tính chất của bề mặt

1.2 ảnh hưởng của bất đồng nhất do địa hình và lớp phủ bề mặt

Trong mô hình hóa hệ thống khí hậu trái đất, các quá trình bất đồng nhất không

gian xuất hiện trên các qui mô nhỏ hơn những qui mô có thể giải được bởi các mô hình

số Việc biểu diễn được các quá trình này trong các mô hình là rất cần thiết Chẳng

hạn, sự hình thành mây đối lưu xảy ra trên các qui mô nhỏ hơn nhiều so với qui mô

nắm bắt được của các mô hình khí hậu với độ phân giải có thể đạt được hiện nay

Trong hóa học khí quyển, sự phân bố các chất chỉ thị và các cơ chế phản ứng hóa học

có liên quan, có thể có tính bất đồng nhất lớn trong ô lưới của mô hình vận chuyển hóa

học toàn cầu hoặc khu vực, nhất là gần các vùng phát sinh và tiêu tán Thủy văn lục địa

phụ thuộc vào các tính chất địa mạo và đất bề mặt mà nó có thể biến động lớn theo

không gian cho tới những qui mô cực kỳ nhỏ Các tính chất của bề mặt biển, như nhiệt

độ, độ muối, và cấu trúc sóng, có thể cho thấy sự biến động không gian rõ rệt, đặc biệt

ở các vùng bờ và gần mặt phân cách đại dươngưbăng biển, v.v

Khó khăn trong vấn đề mô tả ảnh hưởng của các quá trình bất đồng nhất qui mô

dưới lưới thể hiện ở hai tình huống Tình huống thứ nhất nảy sinh liên quan với tính phi

tuyến mạnh của các quá trình Nếu F(x) và G(y) là các hàm phi tuyến của các biến bất

đồng nhất x và y và nếu ký hiệu dấu gạch ngang trên chỉ việc lấy trung bình ô lưới của

mô hình số, khi đó sẽ xảy ra các hệ thức sau:

) x ( F )

x

(

) y ( G ) x ( F ) y ( G ) x ( F ) y (

Điều đó có nghĩa là, những ảnh hưởng trung bình ô lưới của biến bất đồng nhất x

đến quá trình F không thể biểu diễn được bằng cách lấy trung bình ô lưới của x (để

nhận được x trước) rồi sau đó áp dụng hàm F cho x (biểu thức 1.1), và ảnh hưởng kết

hợp trung bình ô lưới của tính bất đồng nhất trong cả F(x) và G(y) không thể được tính

một cách đơn giản từ ảnh hưởng trung bình của các hàm riêng biệt F(x) và G(y); tức là

còn tồn tại các hạng tử khác nữa Ta sẽ gọi những ảnh hưởng nhận được từ (1.1) và

(1.2) là những ảnh hưởng kết hợp (“aggregation” effects) Nếu F và G là tuyến tính

hoặc phi tuyến yếu, hoặc tính bất đồng nhất trong x và y không thể hiện rõ ràng thì

trong các biểu thức (1.1) và (1.2) có thể thay thế “dấu bất đẳng thức” bởi “dấu bằng”

để áp dụng thực tiễn Tình huống phức tạp thứ hai xuất hiện khi tính bất đồng nhất gây

ra các hoàn lưu (khí quyển hoặc đại dương) không nắm bắt được một cách rõ ràng

bằng mô hình số Nếu có liên quan, ảnh hưởng của những hoàn lưu này cần được mô tả

hoặc tham số hóa bằng cách nào đó trong mô hình Ta sẽ gọi dạng ảnh hưởng của tính

bất đồng nhất thứ hai này là những ảnh hưởng động lực

Cả ảnh hưởng kết hợp và ảnh hưởng động lực của tính bất đồng nhất là quan trọng trong mô hình hóa các quá trình bề mặt cho các mô hình hệ thống khí hậu Bề mặt đất thực tế được đặc trưng bởi tính bất đồng nhất không gian rõ rệt xảy ra trên phạm vi rộng lớn và hầu như biến thiên liên tục với mọi qui mô, từ dưới một mét đến vài trăm km Trên thực tế, điều đó đã được ghi nhận qua những thông tin từ ảnh mây vệ tinh, từ số liệu viễn thám và số liệu quan trắc bề mặt Một ví dụ về tính bất đồng nhất

qui mô nhỏ được đưa ra bởi Avissar [3], người đã đo kháng trở khí khổng của thực vật

(là đại lượng qui định sự bốc thoát hơi) trong một thửa ruộng khoai tây và nhận thấy rằng nó tuân theo phân bố tựa chuẩn lôga theo sự biến động trong môi trường vi mô lá (độ nghiêng, hướng, độ che bóng, mực cao thấp trong tán, gió)

Bề mặt đất đóng vai trò nổi bật trong mô hình hóa hệ thống khí hậu, vì nó biểu diễn sự giao diện giữa khí quyển và đất, sinh quyển và thủy văn Bề mặt đất trao đổi

động lượng, năng lượng, nước và những hợp phần hóa học quan trọng khác với khí quyển, và bằng cách đó tác động tới các điều kiện thời tiết và khí hậu Những trao đổi này cũng quyết định và chịu ảnh hưởng bởi sự tiến triển của các hệ sinh thái đất cũng như chu trình nước bề mặt Hơn nữa, đất và đại dương kết hợp với nhau cả về mặt vật

lý và sinh học, thông qua dòng chảy sông và gió đất ư biển phát triển dọc các vùng bờ biển Để nắm bắt được những tương tác này giữa các thành phần khác nhau của hệ thống khí hậu, các mô hình quá trình bề mặt cần phải hợp nhất một loạt rất nhiều quá trình sinh học và thủy văn phức tạp, mà nhiều quá trình trong đó có bản chất phi tuyến mạnh Những mô hình số thực hiện việc mô tả các quá trình tương tác phức tạp này

được gọi là các sơ đồ truyền đấtưthực vậtưkhí quyển (SVATS)

Các mô hình khí hậu ba chiều hiện nay (GCM) nói chung chạy ở độ phân giải vài trăm km Còn các mô hình khí hậu khu vực, bao phủ trên những miền có diện tích hạn chế, chỉ đạt được độ phân giải vài chục km [13] Tuy nhiên, như chúng ta đã thấy, tính bất đồng nhất bề mặt xảy ra ở những qui mô nhỏ hơn nhiều so với qui mô có thể giải

được bởi các mô hình toàn cầu và mô hình khu vực Do đó cần phải đưa vào những phương pháp tham số hóa ảnh hưởng của tính bất đồng nhất bề mặt qui mô dưới lưới trong khuôn khổ những sơ đồ SVAT phức tạp sử dụng trong các mô hình hệ thống khí hậu

Đã có một vài cách tiếp cận được đề xuất trong thập kỷ qua để mô tả những ảnh hưởng kết hợp và ảnh hưởng động lực của tính bất đồng nhất trong các mô hình bề mặt

đất Những mô hình “hiệu ứng kết hợp” cố gắng tính đến sự đóng góp của biến động qui mô dưới lưới của các tính chất bề mặt đất đối với các nguồn năng lượng và nước trung bình ô lưới và sự trao đổi động lượng, năng lượng và nước giữa đất và khí quyển Còn những mô hình mô tả các quá trình bất đồng nhất do “hiệu ứng động lực” cố gắng mô tả ảnh hưởng của các hoàn lưu khí quyển gây ra bởi tính bất đồng nhất bề mặt Các hoàn lưu này có qui mô nhỏ như rối lớp biên hành tinh đến qui mô vừa của gió đất ư biển, gió sườn dốc

1.3 Phương pháp tính đến bất đồng nhất địa hình và lớp phủ

bề mặt

Địa hình có vai trò thúc đẩy mạnh các quá trình động lực đến hoàn lưu khí quyển, còn bề mặt đất trao đổi động lượng, năng lượng, nước và các hợp phần hóa học với khí quyển Như là hệ quả, sự tương tác đấtưkhí quyển có tác động thực sự đến thời tiết và khí hậu, và đến chu trình nước và năng lượng của hệ thống khí hậu [2,6] Những tương tác này xảy ra thông qua hàng loạt các quá trình phức tạp bao gồm động lực, vật lý, sinh học và thủy văn mà nhiều quá trình trong đó có bản chất phi tuyến [11] Trong nhiều trường hợp, bề mặt đất được đặc trưng bởi tính bất đồng nhất rõ ràng, cả trong

địa hình và lớp phủ thực vật Tính bất đồng nhất này có thể xảy ra trên mọi qui mô, từ vài mét đến và trăm km Nó có thể được nhận thấy qua sự phân bố phức tạp của địa hình và hàm lượng nước trong đất [11] cũng như các đặc tính thực vật qui mô nhỏ [3]

Độ phân giải không gian ngang của các mô hình khí hậu hiện nay (vài trăm km) thô tới mức tính bất đồng nhất của bề mặt đất và ảnh hưởng của nó đến khí hậu không thể biểu diễn được một cách rõ ràng Việc sử dụng các mô hình khí hậu khu vực [11,13] và các mô hình có độ phân giải biến đổi [11] cho phép tăng độ phân giải lên khoảng một bậc đại lượng Tuy nhiên, những mô hình này đòi hỏi khắt khe về tính toán

và do đó chỉ cho phép tăng độ phân giải đến một giới hạn nhất định Bước trung gian hướng tới việc biểu diễn các quá trình bất đồng nhất bề mặt không cần sử dụng các mô hình khí hậu có độ phân giải rất cao là tham số hóa những quá trình đó trong các mô hình có độ phân giải thô Và trong những thập kỷ gần đây đã có một số sơ đồ tham số hóa như vậy được đề xuất [11]

Việc tham số hóa tính bất đồng nhất bề mặt đất ư ở đây sẽ nói đến cả bất đồng nhất địa hình và đất sử dụng ư nói chung có thể được chia thành: 1) phương pháp rời rạc hóa (hay còn gọi là phương pháp khảm), và 2) phương pháp liên tục (còn gọi là phương pháp sử dụng hàm mật độ xác suất ư PDF) Trong phương pháp khảm, ô lưới mô hình được chia thành một số ô lưới con hoặc các mảnh ô vuông Việc tính toán các quá trình bề mặt đất được thực hiện tách biệt cho từng ô con và các dòng trao đổi

đấtưkhí quyển sau đó được tập hợp lại ở qui mô lưới thô ban đầu Các ô lưới con được chia dựa trên cơ sở loại đất sử dụng [2], độ cao địa hình, hoặc địa hình và đất sử dụng

địa phương [24] Nói chung, các kỹ thuật phân bố lại và tập hợp lại đơn giản được sử dụng để trao đổi thông tin giữa lưới thô và các ô lưới con Tuy nhiên, trong một số trường hợp phức tạp hơn, có thể xem xét thêm cơ chế nhiệt động lực học của dòng khí

đi qua địa hình dốc để mô tả hiệu ứng động lực của địa hình

Trong phương pháp PDF, các biến bất đồng nhất được biểu diễn qua hàm mật độ xác suất thực nghiệm hoặc lý thuyết, và những quá trình có liên quan được kết hợp lại qua hàm mật độ xác suất thích hợp Việc tham số hóa các hiệu ứng của hoàn lưu qui mô vừa có tổ chức cũng có thể được đưa vào thông qua việc biểu diễn tính bất đồng nhất bề mặt đất [11] Tuy nhiên, tất cả những phương pháp này đều có những ưu điểm

và hạn chế của chúng [11] và việc sử dụng chúng nói chung phụ thuộc vào những vấn

đề cụ thể cần quan tâm

Bất chấp phương pháp nào được sử dụng, các công trình trước đây đều chỉ ra một cách rõ ràng rằng, tính bất đồng nhất qui mô dưới lưới gây nên bởi điều kiện địa hình

và đất sử dụng có thể ảnh hưởng một cách sâu sắc đến khí hậu và các nguồn năng lượng và nước bề mặt, đặc biệt ở qui mô vùng và địa phương Bởi vậy cần thiết phải

đưa việc biểu diễn tính bất đồng nhất bề mặt đất vào các mô hình khí hậu Trong phạm

vi đề tài này, chúng tôi sẽ sử dụng một sơ đồ tham số hóa kiểu khảm dựa trên công trình của Seth và cộng sự [24] ư SGD94 ư áp dụng cho mô hình khí hậu khu vực (RegCM) Phương pháp này cũng đã được Filippo Giorgi và cộng sự áp dụng để mô phỏng khí hậu khu vực châu Âu [12] Chi tiết hơn về mô hình RegCM sẽ được trình bày trong chương sau Các sơ đồ dựa trên phương pháp khảm đòi hỏi tính toán nhiều hơn so với các sơ đồ dựa trên phương pháp PDF, nhưng chúng có ưu điểm quan trọng

là không đòi hỏi những giả thiết đặc biệt về PDF của các biến có liên quan

Sơ đồ SGD94 giả thiết rằng mỗi ô lưới thô của mô hình được chia thành N ô lưới

con (vuông) đều nhau, với mỗi ô lưới con đó, việc tính toán bề mặt được thực hiện một cách độc lập Đặc biệt sơ đồ cho phép lựa chọn một cách mềm dẻo các ô lưới con dựa trên thông tin về địa hình và đất sử dụng địa phương Hahmann và Dickinson [12] đã

đưa phiên bản của sơ đồ này vào mô hình khí hậu toàn cầu và đã nhận thấy rằng khí hậu mô phỏng trên vùng châu Phi nhiệt đới trong những tháng mùa hè đã có những biến đổi đáng kể so với khi không sử dụng nó Tuy nhiên, họ đã không tính đến sự biến

động địa hình qui mô dưới lưới và không thực hiện sự phân bố lại các biến khí hậu từ lưới thô cho các ô lưới con Đó là những đặc điểm quan trọng khi áp dụng sơ đồ SGD94

Trong đề tài này, địa hình qui mô dưới lưới được sử dụng như là một biến mà dựa vào đó các biến khí hậu gần bề mặt sẽ được phân bố lại từ ô lưới thô của mô hình đến các ô lưới con trong sơ đồ tính các dòng trao đổi bề mặt ư khí quyển Như vậy, việc tham số hóa các quá trình bề mặt qui mô dưới lưới ở đây sẽ bao gồm các bước sau:

1) Chia ô lưới mô hình thành N ô lưới con và xác định loại lớp phủ bề mặt, độ cao

địa hình cho từng ô lưới con

2) Dựa vào độ cao địa hình của từng ô lưới con, thực hiện sự phân bố lại các biến khí quyển là đầu vào cho mô hình trao đổi bề mặt Trong phạm vi của đề tài, chúng tôi thực hiện sự phân bố lại cho hai biến quan trọng là nhiệt độ và độ ẩm

3) Chạy sơ đồ trao đổi bề mặt cho từng ô lưới con riêng biệt để nhận được các dòng năng lượng và nước tương ứng

4) Tổng hợp (kết hợp) các dòng bề mặt của tất cả các ô lưới con trong từng ô lưới mô hình để nhận được các dòng tương ứng của ô lưới mô hình làm đầu vào cho mô hình khí quyển

Chi tiết hơn về các quá trình này sẽ được trình bày trong chương 3

Chương 2 Giới thiệu về mô hình số mô phỏng và dự báo

khí hậu khu vực RegCM

2.1 Sơ lược lịch sử phát triển

ý tưởng sử dụng các mô hình khu vực hạn chế (Limited Area Models ư LAMs)

để nghiên cứu khí hậu các khu vực nhỏ đã được Dickinson và Giorgi [17] đề xuất đầu tiên ý tưởng này dựa trên khái niệm lồng (nest) một chiều, trong đó các trường khí tượng qui mô lớn nhận được từ mô hình hoàn lưu chung khí quyển (GCM) đóng vai trò cung cấp các điều kiện ban đầu và điều kiện biên phụ thuộc thời gian (LBC) cho mô hình mô phỏng khí hậu khu vực (RCM), nhưng không có sự tương tác ngược từ RCM

đối với các trường điều khiển GCM

Mô hình khí hậu khu vực NCAR RegCM (hay gọi tắt là RegCM) đã được xây dựng dựa trên mô hình qui mô vừa MM4 (Mesoscale Model Version 4) của Trung tâm Quốc gia Nghiên cứu khí quyển và Đại học Tổng hợp bang Pennsylvania (NCARưPSU) vào cuối những năm 1980 [17] Các thành phần động lực học của mô hình bắt nguồn từ MM4 MM4 là mô hình sai phân hữu hạn đối với khí quyển nén

được, thỏa mãn cân bằng thủy tĩnh và sử dụng tọa độ thẳng đứng σ Cốt lõi động lực học của RegCM tương tự như phiên bản MM5 thủy tĩnh

Để áp dụng MM4 cho nghiên cứu khí hậu, một số sơ đồ tham số hóa vật lý đã

được thay thế, chủ yếu là các sơ đồ truyền bức xạ và vật lý bề mặt đất Và điều đó dẫn

đến sự hình thành RegCM Phiên bản RegCM đầu tiên đã đưa vào sơ đồ trao đổi sinh ư khí quyển (Biosphere Atmosphere Transfer Scheme ư BATS, [7]) để biểu diễn các quá trình bề mặt, sơ đồ truyền bức xạ của NCARưCCM (Community Climate Model) phiên bản 1 (CCM1), sơ đồ lớp biên hành tinh địa phương độ phân giải trung bình, sơ đồ đối lưu cumulus kiểu Kuo của (Anthes, 1977), và sơ đồ ẩm hiện của Hsie và cộng sự [17] Những cải tiến chính đầu tiên về vật lý và các sơ đồ số hóa của RegCM đã được Giorgi và cộng sự trình bày trong một số bài báo Kết quả của những cải tiến này đã dẫn đến sự hình thành phiên bản thứ hai của RegCM, gọi là RegCM2 Vật lý của RegCM2 dựa trên cơ sở NCARưCCM2, và mô hình qui mô vừa MM5 [17] Cụ thể, toàn bộ sơ đồ truyền bức xạ, sơ đồ lớp biên phi địa phương của Holtslag và cộng sự đã thay thế sơ đồ lớp biên địa phương cũ, sơ đồ mây đối lưu dòng khối của Grell được đưa vào như một tùy chọn, và phiên bản BATS1E [6] cũng đã được đưa vào mô hình

Trong vài năm gần đây, một số sơ đồ vật lý mới đã được phát triển và chúng đã

được sử dụng để cải tiến RegCM, chẳng hạn các sơ đồ vật lý của phiên bản CCM3 Trước hết, sơ đồ truyền bức xạ CCM2 đã được thay thế bởi sơ đồ của CCM3 Trong sơ

đồ truyền bức xạ CCM2 đã tính đến các hiệu ứng của H2O, O3, O2, CO2 và mây Sự truyền bức xạ mặt trời đã được xử lý theo cách tiếp cận của δưEddington và bức xạ

mây phụ thuộc vào ba tham số của mây là độ phủ mây, hàm lượng nước lỏng trong mây, và bán kính giọt nước hữu hiệu của mây Sơ đồ truyền bức xạ CCM3 giữ nguyên cấu trúc như trong CCM2, nhưng nó đưa vào một số đặc điểm mới như ảnh hưởng của việc gia tăng các khí nhà kính (NO2, CH4, CFC), aerosol khí quyển, và băng trong mây Những thay đổi cơ bản khác thuộc về các lĩnh vực xử lý các quá trình mây và mưa Sơ đồ ẩm hiện ban đầu của Hsie và cộng sự đã được thay thế bằng sơ đồ đơn giản hóa của nó Đó là vì sơ đồ ban đầu đòi hỏi phải tính quá nhiều trong khi chạy mô hình Trong sơ đồ đơn giản hóa chỉ đưa vào một phương trình dự báo đối với nước trong mây, nó có tính đến sự hình thành nước mây, sự bình lưu và xáo trộn do rối, sự tái bốc hơi trong các điều kiện gần bão hòa, và sự chuyển thành mưa qua thành phần tự động chuyển đổi Điểm mới chính của sơ đồ này là không có tiến trình vi vật lý đơn giản, nhưng trong thực tế biến nước mây đã dự báo sẽ được sử dụng trực tiếp trong tính toán bức xạ mây Trong các phiên bản trước của mô hình, các biến nước mây để tính toán bức xạ đã được chẩn đoán dưới dạng độ ẩm tương đối địa phương Đặc điểm mới này

đưa vào một yếu tố rất quan trọng và có ảnh hưởng sâu rộng là sự tương tác giữa chu trình nước mô phỏng và những tính toán các nguồn năng lượng

Cuối cùng, một khía cạnh quan trọng của sự phát triển mô hình là mở rộng cấu hình lưới mô hình, bằng cách đó độ phân giải ngang của mô hình là tương đối thô ở vùng đệm của biên xung quanh và tăng lên khi đi vào trong miền tính Những thí nghiệm ban đầu sử dụng phiên bản đoạn nhiệt của mô hình với kiểu “lưới giãn” được trình bày bởi Qian và cộng sự [17] Tuy nhiên, trong phiên bản mới RegCM3 lại không

có tùy chọn “lưới giãn” Những đặc điểm mới khác trong RegCM3 bao gồm những cải tiến trong việc kết hợp với mô hình hồ và đưa vào mô hình xử lý các hợp chất hóa học với khả năng tương tác bức xạ [17]

So với các phiên bản trước, phiên bản gần đây nhất của RegCM (RegCM3) đã có những cải tiến và bổ sung đáng kể Đó là những thay đổi trong vật lý mô hình bao gồm sơ đồ mưa và mây qui mô lớn mà nó có tính đến sự thay đổi qui mô dưới lưới của mây, các sơ đồ tham số hóa mới đối với các dòng bề mặt biển của Zeng [17], và sơ đồ đối lưu cumulus Betts (1986), tham số hóa kiểu khảm sự bất đồng nhất qui mô dưới lưới do

địa hình và đất sử dụng [12]

Ngoài ra, RegCM3 có thêm một số đặc điểm mới liên quan đến số liệu đầu vào Các tập số liệu về tính chất của lớp phủ bề mặt toàn cầu USGS và độ cao địa hình toàn cầu độ phân giải 30 giây có thể được sử dụng để tạo ra các file địa hình (terrain files) Hơn nữa, các tập số liệu tái phân tích toàn cầu của NCEP và ECMWF được sử dụng làm điều kiện ban đầu và điều kiện biên

Về tổ chức chương trình, toàn bộ hệ thống mô hình RegCM bao gồm bốn thành phần: Terrain, ICBC, RegCM và Postprocessor Terrain và ICBC là hai thành phần tiền

xử lý của RegCM Các biến bề mặt đất (bao gồm độ cao địa hình, đất sử dụng và nhiệt

độ bề mặt biển) và số liệu các trường khí tượng ba chiều trên các mặt đẳng áp đã được nội suy theo phương ngang từ lưới kinh vĩ về độ phân giải cao của mô hình và có thể sử dụng các phép chiếu bản đồ khác nhau: Mercator (Rotated và Normal), Lambert

Conformal, hoặc Polar Stereographic Nội suy thẳng đứng từ các mực áp suất về hệ tọa

độ σ của RegCM cũng được thực hiện Các mặt σ gần bề mặt bám sát địa hình, và các

mặt σ ở những mực cao hơn có xu hướng gần với các mặt đẳng áp

2.2 Hệ thống lưới tọa độ ngang và thẳng đứng của RegCM

Mô hình RegCM nhận và phân tích số liệu trên các mặt áp suất, nhưng các số liệu

này sẽ được nội suy về hệ tọa độ thẳng đứng trước khi đưa vào mô hình Hệ tọa độ

thẳng đứng trong RegCM tuân theo địa hình (hình 2.1), tức là các mực lưới phía dưới

lượn theo địa hình trong khi các mặt trên cao thì phẳng hơn Các mực giữa dãn phẳng

dần khi áp suất giảm đến đỉnh của mô hình Tọa độ thẳng đứng vô thứ nguyên σ được

sử dụng để xác định các mực mô hình, trong đó p là áp suất, p t là hằng số chỉ áp suất

tại đỉnh mô hình, p s là áp suất bề mặt

)(

)(

t s

t p p

p p

hình và bằng 1 tại bề mặt, và mỗi mực mô hình được xác định bởi giá trị của σ Độ

phân giải thẳng đứng của mô hình được xác định bởi dãy các giá trị nằm giữa 0 và 1

mà không nhất thiết cách đều nhau Nói chung độ phân giải trong lớp biên mịn hơn

nhiều so với lớp trên cao, và số mực có thể thay đổi tùy thuộc yêu cầu người dùng

Lưới tọa độ ngang sử dụng trong mô hình là lưới xen kẽ kiểu ArakawaưLamb B,

trong đó bao gồm các điểm nút lưới (dot points) và các điểm tâm ô lưới (từ đây gọi là

tâm lưới ư cross points) (hình 2.2) Các biến vô hướng (T, q, p,…) được xác định tại

các tâm lưới, trong khi các thành phần gió hướng đông (u) và hướng nam (v) được đặt ở

nút lưới Do đó vận tốc ngang được xác định tại các nút lưới Số liệu đầu vào của mô

hình được nội suy về các điểm lưới (nút lưới hoặc tâm lưới) một cách nhất quán thông

qua quá trình tiền xử lý Tất cả các biến ở trên được xác định tại giữa các lớp thẳng

đứng của mô hình, gọi là các mực giữa hay các mực phân (halfưlevels) và được biểu

diễn bằng các đường đứt quãng trên hình 2.1 Thành phần vận tốc thẳng đứng được xác

định tại các mực nguyên (fullưlevels) và được biểu diễn bằng các đường liền nét Khi

xác định các mực σ, những mực nguyên luôn được liệt kê ra, kể cả các mực σ=0 và

σ=1 Số lớp của mô hình vì vậy luôn luôn nhỏ hơn số mực nguyên σ

2.3 Phép chiếu bản đồ và nhân tố bản đồ

Hệ thống mô hình RegCM có bốn lựa chọn phép chiếu bản đồ, là:

1) Lambert Conformal: thích hợp cho vĩ độ trung bình,

2) Polar Stereographic: cho vùng vĩ độ cao,

3) Normal Mercator: cho vùng vĩ độ thấp, và

4) Rotated Mercator: cho tùy chọn thêm

Hình 2.1 Sơ đồ biểu diễn cấu trúc lưới thẳng đứng của RegCM

Hình 2.2 Sơ đồ biểu diễn cấu trúc lưới ngang kiểu ArakawaưB trong RegCM

Các hướng x và y trong mô hình không tương ứng với các hướng tâyưđông và

namưbắc, ngoại trừ đối với phép chiếu Normal Mercator, do đó gió quan trắc nói

chung sẽ được quay theo lưới mô hình, và các thành phần gió u và v của mô hình cần

phải được quay trước khi so sánh với gió quan trắc Những phép biến đổi này được thực hiện trong quá trình tiền xử lý mô hình để cung cấp số liệu trên lưới mô hình, và trong

quá trình xử lý sau khi mô hình tính toán Nhân tố bản đồ m được định nghĩa bởi

m = (khoảng cách trên lưới) / (khoảng cách thực trên trái đất)

Giá trị của m thường gần bằng 1 và biến đổi theo vĩ độ Các phép chiếu trong mô

hình bảo toàn hình dạng của các miền nhỏ, sao cho dx=dy ở mọi nơi, nhưng độ dài lưới

biến đổi trong miền để cho phép biểu diễn mặt cầu trên mặt phẳng Nhân tố bản đồ cần

phải được tính đến trong các phương trình mô hình ở những nơi gradient ngang được sử

dụng

2.4 Động lực học của mô hình

Các phương trình động lực học của mô hình, và việc rời rạc và hóa số chúng được

mô tả một cách chi tiết bởi Grell [17] Sau đây sẽ dẫn ra một số đặc điểm chính

Các phương trình động lượng ngang

u F u F v fp x x

p p

p

RT mp

u p y

m vu p x

m uu p m t

u

p

V H t

∂

∂+

*

)/(

//

φσ

σ

σ&

(2.2)

v F v F u fp y y

p p

p

RT mp

v p y

m vv p x

m uv p m t

v

p

V H t

∂

∂+

*

)/(

//

φσ

σ

σ&

(2.3)

trong đó u và v là các thành phần hướng về đông và hướng về bắc của vận tốc gió, T v là

nhiệt độ ảo, φ là độ cao địa thế vị, f là tham số coriolis, R là hằng số khí của không khí

khô, m là nhân tố bản đồ đối với các phép chiếu Polar Stereographic, Lambert

Conformal, hoặc Mercator,

m u p m t

p

(2.4)

Tích phân thẳng đứng phương trình (2.4) được dùng để tính sự biến thiên theo

thời gian của áp suất bề mặt trong mô hình

σ

d y

m v p x

m u p m t

0

*

* 2

(2.4)

/1

0

*

* 2

m u p m t

∂

∂+

Q p p

P c

RT

T p y

m vT p x

m uT p m t

T

p

V H pm ast

t pm

*

)/(

//

σω

σ

σ&

(2.7)

trong đó c pm là nhiệt dung riêng đẳng áp của không khí ẩm, c pm =c p (1+0.8q v ), Q là đốt

nóng phi đoạn nhiệt, F H T biểu thị hiệu ứng khuếch tán ngang, F V T biểu thị ảnh hưởng

của xáo trộn thẳng đứng và hiệu chỉnh đối lưu khô, và ω là

dt

dp p

∂

∂+

p u m t

/ln(

++

ư

=+

∂

∂

v

r c v

q q RT p

p

σ

φ

(2.10)

trong đó Tv = T(1+0:608qv), q v , q c , và q r là tỷ số xáo trộn của hơi nước, nước hoặc

băng trong mây, và nước mưa hoặc tuyết

2.5 Tham số hóa vật lý trong mô hình

Trong mục này sẽ trình bày những đặc điểm quan trọng nhất về các sơ đồ tham số

hóa vật lý hiện đang sử dụng trong RegCM3

18 khoảng phổ từ 0.2 đến 0.5 àm Tham số hóa tán xạ và hấp thụ của mây dựa theo (Slingo 1989), nhờ đó các thuộc tính quang học của các giọt mây như sự suy giảm độ dày quang học, albedo tán xạ đơn và các tham số phi đối xứng, được biểu diễn dưới dạng hàm lượng nước lỏng của mây và bán kính hữu hiệu của các giọt mây Khi mây cumulus được hình thành, phần ô lưới bị mây phủ phải sao cho độ phủ tổng cộng đối với cột ô lưới trải từ mực chân mây tính toán của mô hình đến mực đỉnh mây (được tính khi giả thiết có sự chồng chất ngẫu nhiên) là hàm của khoảng cách ngang của ô lưới Độ dày của lớp mây được giả thiết bằng độ dày của lớp mô hình, và hàm lượng nước trong mây đối với mây giữa và mây dưới được cho là khác nhau

2.5.2 Mô hình bề mặt đất

Tham số hóa các quá trình vật lý bề mặt đất được thực hiện bằng việc sử dụng BATS1E (Biosphere-Atmosphere Transfer Scheme) [6] BATS là mô hình bề mặt được thiết kế để mô tả vai trò của thực vật và tác động của độ ẩm đất trong việc làm thay đổi

sự trao đổi động lượng, năng lượng và hơi nước giữa bề mặt và khí quyển Mô hình có một lớp thực vật, một lớp tuyết, một lớp đất bề mặt dày 10cm, một lớp rễ dày 1ư2m, và một lớp đất sâu thứ ba dày 3m Các phương trình dự báo được giải đối với nhiệt độ các lớp đất khi sử dụng phương pháp tác độngưphục hồi mở rộng của Deardoff, 1978 [4] Nhiệt độ tán lá và bề mặt tán được chẩn đoán qua phương trình cân bằng năng lượng khi có sự tham gia của các dòng hiển nhiệt, bức xạ, và ẩn nhiệt

Việc tính toán thủy văn đất gồm có các phương trình dự báo hàm lượng nước trong các lớp đất Các phương trình này tính đến giáng thủy, tuyết tan, nước rơi xuống

từ tán lá, bốc thoát hơi, dòng chảy mặt, sự thấm phía dưới tầng rễ, và sự trao đổi khuếch tán của nước giữa các lớp đất Quá trình di chuyển nước trong đất được mô tả gần đúng bằng hàm giải tích nhận được từ những kết quả của mô hình đất phân giải cao và cường độ dòng chảy mặt được biểu diễn như là hàm của cường độ mưa và mức

độ bão hòa của nước trong đất Độ dày lớp tuyết được dự báo từ lượng tuyết rơi, tuyết tan và sự thăng hoa Giáng thủy được giả thiết rơi xuống dưới dạng tuyết nếu nhiệt độ ở mực thấp nhất của mô hình đạt dưới 271K

Các dòng hiển nhiệt, hơi nước và động lượng tại bề mặt được tính khi sử dụng hệ

số cản bề mặt tiêu chuẩn (standard) thành lập dựa trên cơ sở lý thuyết tương tự của lớp

bề mặt Hệ số cản phụ thuộc vào độ gồ ghề của bề mặt và độ ổn định của khí quyển trong lớp bề mặt Cường độ bốc thoát hơi bề mặt phụ thuộc vào lượng nước sẵn có trong đất BATS có 20 loại thực vật [17]; kết cấu đất phân bố từ thô (cát) đến vừa phải (mùn) và mịn (sét); và các màu đất khác nhau (sáng đến tối) để tính albedo của đất Những điều này đã được mô tả trong [7]

2.5.3 Sơ đồ lớp biên hành tinh

Sơ đồ lớp biên hành tinh, được phát triển bởi Holtslag và cộng sự [17], dựa trên khái niệm khuếch tán phi địa phương trong đó có tính đến các dòng “gradient ngược”

(countergradient) gây nên do các xoáy quy mô lớn trong khí quyển bất ổn định, xáo

trộn mạnh Thông lượng xoáy thẳng đứng trong lớp biên được cho bởi

trong đó γc là hạng vận chuyển “gradient ngược” mô tả sự vận chuyển phi địa phương

do đối lưu khô Độ khuếch tán xoáy được cho bởi công thức phi địa phương

2

trong đó k là hằng số Karman, w t là vận tốc đối lưu rối, phụ thuộc vào tốc độ ma sát, độ

cao và độ dài MoninưObhukov; và h là độ cao lớp biên Thành phần gradient ngược đối

với nhiệt độ và hơi nước được cho bởi

h w

C

t

c c

φ là thông lượng nhiệt độ hoặc hơi nước bề mặt

Phương trình (2.13) được áp dụng cho lớp nằm giữa đỉnh của lớp biên và đỉnh của lớp

bề mặt; lớp này được giả thiết bằng 0.1h Ngoài lớp này và đối với động lượng, γc được

giả thiết bằng 0

Để tính độ khuếch tán xoáy và các thành phần gradient ngược, độ cao lớp biên

được chẩn đoán từ

])()[

/

(

])()(

s v

s

c

h g

h v h u r

Ri

h

θθ

+

trong đó u(h), v(h) và θv là các thành phần gió và nhiệt độ thế vị ảo ở độ cao lớp biên, g

là gia tốc trọng trường, Ri c r là số Richardson tới hạn và θs là nhiệt độ thích hợp của

không khí gần bề mặt Mô tả chi tiết hơn có thể xem (Holtslag et al 1990) và (Holtslag

and Boville 1993)

2.5.4 Các sơ đồ giáng thủy đối lưu

Có thể sử dụng một trong ba sơ đồ tham số hóa sau đây để tính giáng thuỷ đối

lưu: (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 tương ứng là AS74 và FC80

1) Sơ đồ Grell

Tương tự như tham số hóa AS74, sơ đồ Grell xét mây như là hai hoàn lưu 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 trường, ngoại trừ tại đỉnh và đáy của các hoàn lưu Dòng

khối lượng 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 tương ứng

được cho bởi các mực cực đại và cực tiểu của năng lượng tĩnh ẩm Sơ đồ Grell được

kích hoạt khi phần tử đi lên đạt được đối lưu ẩm Sự ngưng kết trong dòng đi lên được

tính bởi sự nâng lên của phần tử đã bão hòa Dòng khối lượng đi xuống (m 0) phụ thuộc

vào dòng khối lượng đi lên (m b) theo mối quan hệ sau:

b m I

I

m

2

1 0

β

trong đó I 1 là sự ngưng kết chuẩn hóa (normalized) trong dòng đi lên, I 2 là sự bốc hơi

chuẩn hóa trong dòng đi xuống, và β là phần ngưng 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 Lượng

mưa rơi được cho bởi

Sự đốt nóng và làm ẩm trong sơ đồ Grell được xác định bởi cả các dòng khối

lượng và dòng cuốn ra ở đỉnh và chân mây Hơn nữa, hiệu ứng làm lạnh của dòng ẩm

đi xuống cũng được đưa vào

Do tính đơn giản của sơ đồ Grell, một vài giả thiết khép kín có thể được áp dụng

Phiên bản ngầm định của RegCM3 sử dụng trực tiếp giả thiết tựa cân bằng của AS74

Đó là, mây đối lưu làm ổn định môi trường nhanh như các quá trình không đối lưu làm

mất ổn định môi trường như sau:

t NA

ABE E

trong đó ABE là năng lượng nổi sẵn có cho đối lưu, ABE” là lượng năng lượng nổi sẵn

có cho đối lưu thêm vào năng lượng nổi được tạo thành bởi một vài quá trình không đối

lưu trong khoảng thời gian ∆t và NA là cường độ biến đổi của ABE trên một đơn vị m b

Hiệu ABE”ưABE có thể được xem như là cường độ bất ổn định trên khoảng thời gian

∆t ABE” được tính từ trường hiện tại cộng với xu thế tương lai gây nên từ bình lưu

nhiệt và ẩm và hiệu chỉnh đoạn nhiệt khô

Một điều kiện ổn định khác dựa vào giả thiết khép kín được áp dụng chung trong

các mô hình GCM và RCM là giả thiết khép kín kiểu FC80 Khép kín này giả thiết

rằng đối lưu lấy đi (remove) năng lượng nổi ABE trên qui mô thời gian cho trước như

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 lượng đối lưu và mưa với xu thế của trạng thái của khí quyển, trong khi

giả thiết khép kín FC80 liên kết các thông lượng đối lưu với mức độ bất ổn định của

khí quyển Cả hai sơ đồ đều đạt được sự cân bằng thống kê giữa đối lưu 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 lưu trong sơ đồ Kuo được khởi đầu khi hội tụ ẩm M trong cột khí

quyển vượt quá một ngưỡng cho trước và quan sát thấy theo chiều thẳng đứng sự bất ổn

định đối lưu Một phần hội tụ ẩm β làm ẩm cột khí quyển và phần còn lại chuyển thành

mưa P CU theo mối quan hệ sau:

RH RH

/0

1

5.0)

1

(

2

Chú ý rằng số hạng hội tụ ẩm chỉ bao gồm xu thế bình lưu của hơi nước Tuy

nhiên, sự bốc thoát hơi từ bước thời gian trước được đưa vào trong M một cách gián

tiếp vì nó có xu hướng làm ẩm lớp khí quyển phía dưới Do đó, vì bốc thoát hơi tăng

lên, càng nhiều lượng bốc thoát hơi này được chuyển thành mưa khi giả thiết rằng cột

không khí là bất ổn định Đốt nóng ẩn nhiệt do sự ngưng kết được 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 phương pháp số (numerical point storms), thành phần

khuếch tán ngang và hằng số giải phóng thời gian (a time release constant) được đưa

vào sao cho sự phân bố lại của ẩm và giải phóng ẩn nhiệt không được thực hiện một

cách tức thời [17]

3) Sơ đồ BettsưMiller

Trong sơ đồ BettsưMiller, ảnh hưởng của mây đối lưu qui mô dưới lưới được biểu

diễn bằng việc hiệu chỉnh profile nhiệt độ và độ ẩm theo cấu trúc tựa cân bằng quan

trắc đối với đối lưu sâu và theo cấu trúc đường xáo trộn đối với đối lưu nông Tựa cân

bằng giữa trường mây và tác động qui mô lớn tạo cơ sở cho việc biểu diễn đối lưu sâu

trong sơ đồ BM Tựa cân bằng có nghĩa là trường mây đối lưu kìm giữ cấu trúc nhiệt và

ẩm của khí quyển chống lại ảnh hưởng 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 lưu nông

được xem như quá trình xáo trộn giữa không khí lớp bề mặt và khí quyển tự do

Cơ sở quan trắc của đối lưu sâu

Nhiệt động lực học của sơ đồ BM là dựa trên cơ sở hình thành điểm bão hòa như

đã trình bày trong (Betts 1982) Điểm bão hòa (sp) được định nghĩa như là nhiệt độ và

áp suất (T * , P * ) tại mực ngưng 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 *ưp (Betts 1986)

[17] đã quan trắc thấy rằng profile nhiệt độ phía dưới mực điểm băng trong đối lưu sâu

song song với đường đẳng θESV, trong đó θESV được định nghĩa như là nhiệt độ thế tương

đương ảo hằng số Điều đó dẫn đến đề nghị rằng suất giảm nhiệt độ (gradient thẳng

đứng) đang xét trong tầng đối lưu dưới là đoạn nhiệt ẩm giả mà 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 θESV bằng 0.9 nhân với hệ 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 θESV với θES được 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

được chỉ ra trong sơ đồ

Cơ sở quan trắc đối với đối lưu nông

Trương mây đối lưu nông được xét như là quá trình xáo trộn giữa không khí lớp

bề mặt và khí quyển tự do Sự xáo trộn này được đặc trưng bởi đường 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 đường xáo trộn nối các sp của hai phần tử Cấu trúc đường xáo

trộn này đối với đối lưu nông đã được (Betts, 1982) [17] làm rõ bằng đồ thị sp giữa

900ư700hPa 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 q v 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 θES (tại chân mây) giảm

theo độ cao cho đến mực đóng băng (tron khi song song vẫn với đường đẳng trị θESV)

và tăng đến θES của môi trường gần đỉnh mây Profile nhiệt độ phỏng đoán ban đầu

được xây dựng khi sử dụng

T p p

p p

khi p T < p < p M (2.22)

ở đây θES (T) là nhiệt độ thế tương đương của môi trường đã bão hòa tại đỉnh mây và

θES (M) là nhiệt độ thế tương đương bão hòa cực tiểu tại mực đóng băng

Profile độ ẩm được tìm bằng cách cho tham số P=p *ưp tại ba mực (tức là tại chân

mây P B =ư3875 Pa, tại mực đóng băng P M =ư5875 Pa và tại đỉnh mây P T=ư1875 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 P B , P F và P T 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

trong đó k r = C p T R + Lq R và T R , q R tương ứng là nhiệt độ và độ ẩm riêng tham khảo

phỏng đoán đầu tiên k=C p T +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 mây (áp suất pB) và không khí phía trên đỉnh

mây (áp suất p ) Lượng không khí bằng nhau ở p T+ B và p được xáo trộn và sp tương T+

ứng (tức mực 1) được xác định Hệ số góc của đường xáo trộn là:

)()1(

)()1(

B P P

B M

SL SL

E E

ư

ư

trong đó B tương ứng với chân mây và P SL là áp suất tại mực bão hòa (tức là đối với các

phần tử từ chân mây B và hỗn hợp không khí giữa p B và p ) Profile nhiệt độ (tham T+

khảo) song song với đường xáo trộn và được cho bởi

B ES

ES(p)=θ (B)+M(pư p

Từ θES (p) ta tìm được T và p, từ đó, với các tham số dưới bão hòa (tại mực 1) tính

được sp và q v

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:

0)(

)(

1 1

B

p

p R p

p

R

p T T dp L q q dp

Thời gian hiệu chỉnh τ

Thời gian hiệu chỉnh τ 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 Miller, 1993 [17], trong mô hình

với độ phân giải T106 (≈1.125o), τ cho đối lưu sâu và đối lưu nông là 2h (Betts, 1997)

[17] biểu diễn τ như là một hàm của qui mô ngang ông nhận thấy τ nằm trong

khoảng 40ư80 phút đối với mô hình có độ phân giải T106 Với ∆x = 60km, τ nằm

trong khoảng giữa 20ư40 phút Trong mô phỏng hiện tại, ta sử dụng τ = 55 phút cho cả

đối lưu nông và đối lưu sâu với độ phân giải ∆x = 60km

Dòng giáng trong sơ đồ BM

Sơ đồ BM được thiết kế chủ yếu cho đối lưu nhiệt đới Một trong những điểm yếu

của sơ đồ đối lưu sâu ban đầu là không có dòng giáng Vì thế không nắm bắt được sự

tương tác của đối 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 bình lưu của không khí lạnh và khô hơn trong khoảng thời

gian vài giờ, thậm chí ngay cả trong trường hợp gió bề mặt yếu (chẳng hạn như trong

WPR với gió ABL ≤ 7 m sư1) Thực tế, sự thúc đẩy việc đưa dòng giáng vào sơ đồ gốc

là nhằm giảm nhẹ vấn đền bất ổn định qui mô lưới (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 lưu mực thấp của không khí khô lạnh bắt nguồn từ đối lưu sâu phía trên

đảo trong khoảng thời gian từ 0000 ư 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 Miller 1993 Các dòng giáng được tham số hóa bằng việc định nghĩa một

đường động lực học dòng giáng đơn giản (với θe và ngưỡng dưới bão hòa hằng số) bắt

đầu từ mực 850mb Một 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 (τABL) được cho bởi:

g

dp q PR

trong đó, hằng số α được đặt bằng ư0.10 trong nghiên cứu này và là thước đo hiệu suất

giáng thủy của mây đối lưu dp là bước của các mực áp suất, g là gia tốc trọng trường,

p o và p ABL tương ứng là áp suất tại mực thấp nhất của mô hình và tại đỉnh của ABL ∆q c

là sự thay đổi của q v 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 Không khí dòng giáng được đưa vào 3 mực mô hình dưới cùng (trong

ABL)

2.5.5 Sơ đồ giáng thủy qui mô lưới

Sơ đồ ẩm hiện dưới lưới (SUBEX ư Subgrid Explicit Moisture Scheme) được sử

dụng để kiểm soát mây phi đối lưu và giáng thủy sẽ được tính bởi mô hình Đây là một

điểm mới của mô hình SUBEX tính đến sự biến động qui mô dưới lưới trong các đám

mây bằng cách liên kết độ ẩm tương đối trung bình ô lưới với độ phủ mây và nước

trong mây theo công trình của (Sundqvist et al 1989) [17]

Độ phủ mây của ô lưới, FC, xác định bởi:

min max

min

RH RH

RH RH FC

ư

ư

trong đó RH min là ngưỡng độ ẩm tương đối tại đó mây bắt đầu hình thành, RH 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 RH min và bằng đơn vị khi RH lớn hơn RH max

Lượng giáng thủy P hình thành khi hàm lượng nước mây vượt quá ngưỡng tự

chuyển đổi Q theo quan hệ sau: c th

FC Q FC Q C

trong đó 1/C ppt có thể được xem là thời gian đặc trưng để các hạt mây chuyển đổi thành

các hạt mưa Ngưỡng này nhận được bằng qui mô hóa phương trình hàn lượng nước

lỏng trung gian trong mây theo công thức:

T acs

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:

sum acc acc C QP

trong đó P acc là lượng nước mây kết dính, C acc là hệ số tốc độ kết dính, P sum 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:

2 / 1

)1(

sum

P RH C

trong đó P evap là lượng giáng thủy bị bốc hơi, C evap là hệ số 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 Tham số hóa các dòng từ đại dương

Các dòng trao đổi giữa bề mặt 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 mặt đất đã được cộng đồng các nhà nghiên cứu sử dụng

trong nhiều năm Nó bao gồm một lớp thực vật, ba lớp đất để tính hàm lượng nước

trong đất, và sử dụng phương pháp tác độngưphục hồi để tính nhiệt độ lớp đất mặt và

lớp đất dưới bề mặt Tại mỗi ô lưới của mô hình được gán một loại thực vật mà nó được

xác định bởi một số tham số như độ gồ ghề, cực đại và cực tiểu của chỉ số diện tích lá,

chỉ số diện tích thân, albedo thực vật, và kháng trở khí khổng cực tiểu Những giá trị

tham số này được cho bởi Dickinson et al.(1993) đối với 18 loại bề mặt đất

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 năng lượng tán lá Các dòng hiển nhiệt, hơi nước và động

lượng tại bề mặt được tính khi sử dụng hệ số cản bề mặt chuẩn được thành lập dựa trên

lý thuyết tương tự của lớp bề mặt Bốc thoát hơi bề mặt có tính đến sự bốc 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 mặt đất phụ thuộc vào hàm lượng ẩm trong đất, hàm lượng ẩm này là

một biến dự báo

Việc tính toán thủy văn bao gồm các phương trình dự báo hàm lượng nước lớp đất

bề mặt, lớp đất rễ, và lớp đất dưới sâu được đặc trưng bởi các độ sâu tương ứng 10cm,

1ư2m 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 (LH), động lượng (τ)

giữa mặt biển và khí quyển mực thấp theo các công thức sau đây:

u u

trong đó u x và v x là các thành phần gió trung bình, u * là tốc độ gió ma sát, θ* là tham số

qui mô nhiệt độ, q * là tham số qui mô độ ẩm riêng, ρa là mật 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 đồ Gradient 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 nhiễu động

Trong sơ đồ này, có thêm sự làm trơn ở đỉnh nhằm giảm sai số liên quan tới tính toán

PGF

2.5.8 Mô hình hồ

Mô hình hồ phát triển bởi (Hostetler et al 1993) có thể chạy lồng ghép tương tác

với mô hình khí quyển Trong mô hình hồ, các thông lượng nhiệt, ẩm và động lượng

dựa trên đầu vào là số liệu khí tượng, nhiệt độ mặt 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 một phần hay toàn bộ mặt hồ

Trong mô hình hồ, phương trình dự báo đối với nhiệt độ là

2

2

)(

z

T k k

=

∂

∂

trong đó T là nhiệt độ của lớp hồ, k e và k m tương ứng là hệ số khuếch tán rối và phần tử

Phương pháp tham số hóa của (Henderson-Sellers 1986) được sử dụng để tính k e và k m

được đặt bằng một hằng số 39 ì 10ư7 m2 sư1 ngoại trừ dưới băng và tại các điểm sâu

nhất của hồ

Thông lượng ẩn và hiển nhiệt từ hồ được tính toán khi sử dụng phương pháp tham

số hóa theo BATS (Dickinson et al 1993) Các công thức khí động học tổ hợp được sử

dụng để tính thông luợng ẩn nhiệt (F q ) và thông lượng hiển nhiệt (F s) như sau:

)( s a

a D a

q C V q q

)( s a

a D p a

s C C V T T

trong đó các chỉ số dưới s và a lần lượt chỉ mặt đất và không khí; ρa là mật độ không

khí, V a là tốc độ gió, q là độ ẩm riêng, T là nhiệt độ Hệ số cản động lượng C D phụ

thuộc vào độ gồ ghề và số Richardson tổ hợp bề mặt Với điều kiện không có băng,

albedo được tính như là hàm của góc thiên đỉnh mặt trời (Henderson-Sellers 1986) Bức

xạ sóng dài phát ra từ hồ được tính từ định luật Stefan-Boltzmann Mô hình hồ sử dụng

sơ đồ phủ băng một phần của (Patterson & Hamblin 1988) để biểu diễn sự trao đổi

khác nhau của nhiệt và ẩm giữa các bề mặt băng và nước với khí quyển, và để tính

năng lượng bề mặt của băng hồ và tuyết phủ Chi tiết hơn có thể xem (Hostetler et al

1993) và (Small & Sloan 1999)

2.5.9 Mô hình truy nguyên (tracer model)

Mô hình truy nguyên (chúng tôi tạm sử dụng thuật ngữ này khi dịch từ tiếng Anh

cụm từ “Tracer model”) là một khái niệm mới được áp dụng trong các mô hình khí

hậu Bản chất của nó là giải các phương trình dự báo, chẩn đoán các đại lượng không

phải là các biến khí tượng truyền thống, mà là các chất tồn tại trong khí quyển có khả

năng bị vận chuyển và có tác động tới các quá trình vật lý xảy ra trong khí quyển Đối

với khí hậu, các chất truy nguyên như xon khí và các chất khí là những chất được quan

tâm nhiều nhất Với các đại lượng này, mô hình giải một phương trình dự báo có dạng

(Qian et al 2001):

l p dep

cum w ls w CUM

V

F V

∂

trong đó, số hạng đầu tiên của vế phải biểu diễn bình lưu ngang và đứng, được giải khi

sử dụng sơ đồ ngược dòng giảm nhẹ; F H và F V là khuếch tán rối ngang và đứng được

xử lý tương tự như đối với hơi nước; T CUM là vận quyển qui mô dưới lưới liên quan đến

đối lưu (khi sử dụng xấp xỉ xáo trộn tốt ư well-mixing approximation (Qian et al

1999) hoặc vận chuyển thông lượng khối); S là số hạng nguồn bắt buộc phải cho trước

từ số liệu ngoài; R w , ls và R w,cum là lắng đọng ướt (wet removal) do mây qui mô lớn và

mây đối lưu (Giorgi 1989); D dep là lắng đọng khô trên bề mặt (phụ thuộc vào bản chất

của chất truy nguyên, nồng độ của nó ở mực thấp và loại bề mặt); Q p và Q l tương ứng

biểu diễn các số hạng sinh ra và mất đi liên quan đến các quá trình chuyển đổi lý hóa

(phụ thuộc vào bản chất của các chất truy nguyên, ví dụ, tính chất hóa học của các xon

khí sulfate (Qian et al 2001))