Nghiên cứu ảnh huởng của quá trình tương tác đất – khí quyển đến điều kiện khí hậu khu vực miền Trung Việt Nam

Đại học Quốc gia Hà Nội
Trờng Đại học Khoa học Tự nhiên
Nghiên cứu ảnh hởng của quá trình
tơng tác đất khí quyển đến điều kiện
khí hậu khu vực miền Trung Việt Nam

Chủ trì đề tài: PGS. TS Phan Văn Tân
Hà Nội 2003

Đại học Quốc gia Hà Nội
Trờng Đại học Khoa học Tự nhiên













Nghiên cứu ảnh hởng của quá trình
tơng tác đất khí quyển đến điều kiện
khí hậu khu vực miền Trung Việt Nam


Mã số: QG.02.16
Chủ trì đề tài: PGS. TS Phan Văn Tân

Các thành viên tham gia: PGS. TS Nguyễn Hớng Điền
ThS Nguyễn Minh Trờng
ThS Vũ Thanh Hằng
ThS Trần Ngọc Anh

CN Nguyễn Đăng Quang
CN D Đức Tiến
CN Hoàng Thanh Vân
NCS Bùi Hoàng Hải













Hà Nội 2003

ii
Báo cáo tóm tắt đề tài

1. Tên đề tài: Nghiên cứu ảnh hởng của quá trình tơng tác đất khí quyển đến
điều kiện khí hậu khu vực miền Trung Việt Nam
2. Mã số: QG.02.16

3. Chủ trì đề tài: PGS. TS Phan Văn Tân
4. Các cán bộ tham gia:
1) PGS. TS Nguyễn Hớng Điền
2) ThS Nguyễn Minh Trờng
3) ThS Vũ Thanh Hằng
4) ThS Trần Ngọc Anh
5) CN Nguyễn Đăng Quang
6) CN D Đức Tiến
7) CN Hoàng Thanh Vân
8) NCS Bùi Hoàng Hải
5. Mục tiêu và nội dung nghiên cứu:
1) Mục tiêu:
- Đánh giá đợc vai trò của lớp phủ thực vật, các dạng mặt đệm khác nhau đến
các dòng nhiệt, ẩm tại bề mặt khu vực miền Trung Việt Nam
- Xác định đợc mức độ ảnh hởng của sự biến đổi tính chất mặt đệm đến điều
kiện khí hậu khu vực nghiên cứu.
2) Nội dung:
a) Nghiên cứu xây dựng/ứng dụng và phát triển các mô hình mô phỏng quá trình
tơng tác đất
khí quyển
Nghiên cứu lý thuyết mô hình hoá/mô phỏng các quá trình trao đổi nhiệt, ẩm
giữa lớp thổ nhỡng
lớp phủ thực vật khí quyển
Tìm hiểu, xây dựng thuật toán tính các dòng nhiệt, ẩm trong lớp đất khí quyển
trên bề mặt
Xây dựng/ứng dụng và phát triển các chơng trình tính toán các dòng nhiệt, ẩm
giữa lớp thổ nhỡng
lớp phủ thực vật khí quyển
b) Nghiên cứu ảnh hởng của các quá trình trao đổi nhiệt, ẩm và nguồn ẩm đến
điều kiện khí hậu khu vực

Xác định các loại lớp thổ nhỡng và tính chất của lớp phủ thực vật trên vùng
nghiên cứu

iii
Tính các dòng trao đổi nhiệt, ẩm cho từng tổ hợp đất lớp phủ thực vật; xác
định sự biến đổi theo không gian và thời gian của chúng
Xác định mức độ ảnh hởng của các quá trình trao đổi nhiệt, ẩm giữa lớp thổ
nhỡng
lớp phủ thực vật khí quyển đến khí hậu khu vực nghiên cứu
6. Các kết quả đạt đợc:
1) Trên cơ sở các tập số liệu đất sử dụng với độ phân giải ngang 30 phút và 10
phút, đã khảo sát tính bất đồng nhất bề mặt trong từng ô lới mô hình khí hậu khu vực
độ phân giải ngang 54 km trên khu vực từ 103
o
E110
o
E và từ 12
o
N20
o
N. Mức độ bất
đồng nhất bề mặt đợc đánh giá căn cứ vào số loại bề mặt xuất hiện trong từng ô lới.
Hai phơng án đợc tiến hành khảo sát là (1) Xác định số loại bề mặt thực có trong
từng ô lới mô hình dựa trên tỷ lệ phần trăm diện tích phủ của từng loại (PA
1), và (2)
Chia ô lới mô hình thành 3
2
=9 ô lới con, trong mỗi ô lới con xác định loại bề mặt
thống trị, sau đó xác định số ô lới con trong ô lới mô hình có loại bề mặt thống trị
khác nhau (PA

2). Kết quả tính toán cho thấy, ngoại trừ trên bề mặt biển, hầu nh các
ô lới nằm trên đất liền đều xảy ra sự bất đồng nhất. Số loại bề mặt xuất hiện trong các
ô lới mô hình thờng là 2 hoặc 3 loại. PA
1 có số ô lới xuất hiện bất đồng nhất
nhiều hơn PA
2. Các loại bề mặt S2 (đất nông nghiệp và đất trồng hỗn hợp) và S12
(rừng nhiệt đới và cận nhiệt đới thờng xanh) có diện tích tăng lên, còn các loại S7 (bề
mặt nớc) và S13 (cây bụi, cỏ cao hoặc savan) bị giảm diện tích.
2) Nghiên cứu ứng dụng sơ đồ trao đổi bề mặt BATS để khảo sát ảnh hởng của
bề mặt đệm đến các dòng năng lợng, nhiệt, ẩm từ bề mặt. ở đây đã thực hiện 5 trờng
hợp thử nghiệm cho các loại bề mặt chủ yếu trên vùng nghiên cứu là S2, S5, S12 và S13
với BATS chạy tính ở chế độ độc lập. Các tham số đầu vào liên quan đến đặc tính bề
mặt và tác động từ khí quyển đợc lấy giả định nhằm khảo sát độ nhạy. Kết quả tính
toán chỉ ra rằng, trong cùng điều kiện tác động từ khí quyển, bề mặt có độ che phủ thực
vật lớn hơn thì sự trao đổi các dòng hiển nhiệt và ẩn nhiệt giữa bề mặt và khí quyển sẽ
xảy ra mạnh mẽ hơn. Sự biến đổi của độ che phủ thực vật có tác động đáng kể đến các
dòng năng lợng từ các loại bề mặt khác nhau. Việc giảm độ che phủ thực vật sẽ làm
tăng dòng hiển nhiệt, làm giảm tốc độ bốc thoát hơi của bề mặt, và làm tăng lợng
dòng chảy mặt. Tốc độ và tần suất giáng thủy có tác động hết sức quan trọng tới dòng
chảy mặt. Sự suy kiệt của dòng chảy mặt, giảm dòng ẩn nhiệt, tăng mạnh và đổi hớng
dòng hiển nhiệt từ bề mặt vào khí quyển do không có giáng thủy là một trong những
đặc điểm đáng chú ý khi xem xét vai trò của bề mặt trong các mô hình khí hậu.
3) Nghiên cứu tác động của bất đồng nhất bề mặt tới các dòng trao đổi nhiệt, ẩm
và lợng ma trong mô hình dự báo khí hậu. Trên cơ sở BATS chạy kết hợp với mô
hình khí hậu khu vực RegCM, đã tính toán các dòng nhiệt, ẩm từ bề mặt và mô phỏng
trờng lợng ma cho các tháng 6
10/1996 trên khu vực miền Trung Việt Nam và
vùng phụ cận với ba phơng án thử nghiệm: PA
0 (cha tính đến bất đồng nhất bề
mặt), PA

1 và PA2. Kết quả nhận đợc cho thấy, việc đa vào tính bất đồng nhất bề
mặt đã làm thay đổi rõ rệt sự phân bố các dòng nhiệt, ẩm từ bề mặt cũng nh lợng
ma dự báo theo mô hình. Trên phần lớn diện tích vùng nghiên cứu, giá trị dòng ẩn
nhiệt và hiển tính theo PA
1 lớn hơn PA2, với độ chênh lệch biến thiên trong khoảng
từ 0
10%, đặc biệt một số nơi, nh khu vực Biển Hồ và vùng đảo Hải Nam (Trung

i
v
Quốc), có thể đạt tới khoảng 40% tùy thuộc vào thời gian trong năm. Khi đa vào tính
bất đồng nhất bề mặt, lợng ma dự báo theo mô hình trên dải miền Trung Việt Nam
trong các tháng 6, 7, 8 tăng lên một cách đáng kể so với trờng hợp cha tính đến bất
đồng nhất. Mức độ khác biệt này có thể lên tới 200
250 mm. Tuy nhiên, trong các
tháng 9, 10 lợng ma dự báo theo PA
1 và PA2 trên khu vực này có xu hớng giảm
đi so với PA
0.
7. Tình hình kinh phí của đề tài
Tổng kinh phí đợc cấp: 60.000.000 đồng
Đã nhận: 60.000.000 đồng
Đã thanh toán: 60.000.000 đồng

Xác nhận
của Ban Chủ nhiệm khoa Chủ trì đề tài



PGS. TS Phạm Văn Huấn PGS. TS Phan Văn Tân

Xác nhận của Trờng

v
Abstract

1. Project title: Study on effects of land-atmosphere interactions on
climatological conditions in the middle of Vietnam
2. Code number: QG.02.16
3. Project Leader: Assoc. Prof. Dr. Phan Van Tan
4. Members:
1) Assoc. Prof. Dr. Nguyen Huong Dien
2) M.Sc Nguyen Minh Truong
3) M.Sc Vu Thanh Hang
4) M.Sc Tran Ngoc Anh
5) B.Sc Nguyen Dang Quang
6) B.Sc Du Duc Tien
7) B.Sc Hoang Thanh Van
8) PhD Student Bui Hoang Hai
5. Aims and contents of project:
1) Aims:
− Assessing the roles of vegetation/land covered types on the surface heat and
moisture fluxes over middle of Vietnam and adjacent regions.
− Stusying the effects of heterogeneities of land surfaces to the climatological
conditions over interested regions.
2) Contents:
a) Applying and developing Earth Surface Exchange Models (ESEMs)
− Studying on theories of ESEMs
− Studying on algorithm and develop programs to calculate the surface fluxes
b) Studying the effects of the vegetation/land covered heterogeneities on the heat

and moisture exchange processes between land surface and atmosphere, and on
climatological regional conditions.
− Determine the types of the vegetation/land covers and their properties over
interested region
− Calculate the head and moisture fluxes with respect to each vagetation/land
cover type, determine their spatial and temporal distributions.
− Determine the effects of the vegetation/land cover heterogeneities on the heat
and moisture fluxes from surface, and on the rainfall simulation.

vi
6. Results:
1) Based on the land
−use data sets of 30 minute and 10 minute resolutions, the
heterogeneities of vegetation/land covered types are investigated in corresponding to
the model mesh size of 54 km over domain of 103
o
E−110
o
E and 12
o
N−20
o
N. The
heterogeneities are defined by the number of vegetation/land cover types that are
available in each grid box. Two cases of heterogeneities are investigated: (1) The
heterogeneity is defined base on the area fractions of vegetation/land types in the
model grid box (PA
−1), and (2) the model grid box is divided into regularly spaced
sub−grid of 3
2

=9 elements; each element of the sub-grid is assigned an individual
surface type; The heterogeneity is defined by the number of sub
−grid elements having
different surface types (PA
−2). The results showed that, except the ocean areas, most
of the model grid box that located over continent is heterogeneous. The number of
surface types in the model gird box is usually 2 or 3. In the case of PA
−1, the number
of the model grid box that occur heterogeneity is more than in the case of PA
−2. The
areas of surface types of S2 (crop/mixed farming) and S12 (evergreen broadleaf tree)
are increased, while for the S7 (water/ocean) and S13 (savannah/tall grass) are
decreased.
2) Studying and applying BATS to investigate the effects of land surfaces on the
surface heat and moisture fluxes. Here we use BATS with stand
−alone mode to run
with the dominated surface types of S2, S5, S12 and S13. The input parameters of the
surface type properties and atmospheric forcing are chosen as assumptions. The results
showed that, in the same atmospheric forcing, the heat and moisture exchange fluxes
are stronger from surface types that have larger fractional vegetation cover. Changes in
fractional vegetation covers significantly affect the energy fluxes from surface types.
Decrease of fractional vegetation covers lead to increase of sensitive heat fluxes,
decrease of evapotranspiration rate and increase of surface runoff. The rate and
frequency of precipitation strongly affects surface runoff. The decline of the runoff,
reduction of latent heat fluxes, and enhancement and change of direction of the surface
sensitive heat fluxes to the atmosphere caused by absence of precipitation is one of
important features of the land surface processes.
3) Study on effects of land surface heterogeneities on the heat, moisture and
simulated rainfall within regional climate model. Using Regional Climate Model
(RegCM) coupled with BATS, we have calculated the surface sensitive heat and latent

heat fluxes, and simulated rainfall in the period of June
−October 1996 over middle of
Vietnam and adjacent regions. Three experiments are carried out: PA
−0 (heterogeneity
of the land surface is not treated), PA
−1 vµ PA−2. The results showed that, the
distribution of the surface sensitive heat, latent heat fluxes as well as simulated rainfall
are changed strongly when the heterogeneity of surface are treated. Over the most of
interested regions, the sensitive heat and latent heat fluxes obtained in the PA
−1
experiment are larger than in the PA
−2 experiment with differences range from 0−10%.
These differences can reach to 40% in the Bien Ho and Hai Nam areas depend on the
time in the year. When the surface heterogeneity is included, the simulated rainfall
over the middle of Vietnam is increased significantly in comparison with the case that
the land surface heterogeneity is not treated during the period of June
−August. These

vii
differences can reach to 200−250 mm. The simulated rainfall of September and
October in the PA
−1 and PA−2 experiments tend to decrease in comparison with PA−0,
however, over these areas.

7. Funding:
Total support: 60.000.000 VND
Received: 60.000.000 VND
Spent: 60.000.000 VND

Mục lục
Mở đầu 2

Chơng 1. Mô hình hoá các quá trình bề mặt trong mô hình khí hậu 5
1.1 Vai trò của các quá trình bề mặt đất trong mô hình hoá hệ thống khí hậu 5
1.1.1 Vài nét về mô hình trao đổi bề mặt 5
1.1.2 Mô hình trao đổi bề mặt trong mô hình hệ thống khí hậu 6
1.1.3 Quan hệ giữa các quá trình khác nhau trong hệ thống khí hậu 8
1.1.4 Cấu trúc cơ bản của mô hình trao đổi bề mặt 18
1.2 Sơ lợc về cách tiếp cận mô hình hoá 18
1.2.1 Những mô hình đơn giản đầu tiên 18
1.2.2 Hiện trạng các mô hình trao đổi bề mặt 20
1.3 ảnh hởng của tính bất đồng nhất bề mặt 30
1.3.1 Vấn đề biểu diễn tính bất đồng nhất bề mặt 31
1.3.2 ảnh hởng trực tiếp của tính bất đồng nhất bề mặt 32
1.3.3 ảnh hởng gián tiếp của tính bất đồng nhất bề mặt 34
Chơng 2. Mô tả mô hình tính các dòng trao đổi giữa bề mặt và khí quyển 37
2.1 Mở đầu 37
2.2 Phân loại bề mặt 38
2.3 Tính albedo bề mặt 41
2.4 Tính nhiệt độ đất 43
2.5 Tính độ ẩm đất và lớp phủ tuyết trong điều kiện không có lớp phủ thực vật 43
2.5.1 Giáng thủy (ma và tuyết rơi) 44
2.5.2 Nguồn ẩm của đất 44
2.5.3 Nớc rò rỉ và thấm xuống bể nớc ngầm 44
2.5.4 Sự bốc hơi 45
2.5.5 Dòng chảy mặt 45
2.5.6 Lớp phủ tuyết 45
2.6 Hệ số cản và các dòng trên đất trống 46

2.7 Các quá trình và dòng năng lợng đối với thực vật 47
2.7.1 Tham số hóa các biến của lá cây 47
2.7.2 Sự tích lũy giáng thủy và sơng bị chặn giữ của thực vật 47
2.7.3 Các dòng từ tán lá 48
2.7.4 Kháng trở khí khổng 48
2.7.5 Kháng trở rễ 49
2.7.6 Cân bằng năng lợng của tán thực vật và đất 49
2.7.7 Nhiệt độ lá 49
2.7.8 Các dòng năng lợng từ đất không có lớp phủ thực vật 50
2.7.9 Độ ẩm đất khi có lớp phủ thực vật 50
Chơng 3. Kết quả tính toán và nhận xét 51
3.1 Số liệu 51
3.2 Khảo sát mức độ bất đồng nhất bề mặt trên khu vực nghiên cứu 52
3.3 Vai trò của các loại bề mặt khác nhau đối với các dòng năng lợng nhiệt ẩm 53
3.3.1 ảnh hởng của các loại bề mặt đến các dòng trao đổi nhiệt ẩm 55
3.3.2 Vai trò của tác động từ khí quyển đến các dòng trao đổi nhiệt ẩm từ bề mặt 55
3.4 Tác động của tính bất đồng nhất bề mặt đến sự phân bố các dòng trao đổi
năng lợng đất
khí quyển khu vực miền Trung Việt Nam và vùng phụ cận 58
Kết luận và kiến nghị 62
Tài liệu tham khảo 64
Phụ lục 66

2

Mở đầu
Trên quan điểm vật lý, hệ thống khí hậu bao gồm 5 thành phần cơ bản (5 hệ con)
là khí quyển, thủy quyển, băng quyển, sinh quyển và thạch quyển [5]. Sự tơng tác
giữa các thành phần này của hệ thống khí hậu đã đợc nghiên cứu trong nhiều năm
qua.

Tuy nhiên, chỉ những năm gần đây các mô hình toán học mới đợc nghiên cứu
xây dựng để mô tả hệ thống khí hậu (từ đây gọi là các mô hình hệ thống khí hậu
(Climate System Models CSMs)) nh một tổng thể sao cho các cơ chế hồi tiếp
(feedback) có thể đợc nhận biết và định lợng hoá. Trọng tâm của việc mô hình hoá
hệ thống khí hậu là những quá trình trao đổi xuất hiện tại bề mặt trái đất. Những quá
trình trao đổi này đóng vai trò cơ bản trong sự tơng tác giữa khí quyển, sinh quyển và
thuỷ quyển, và quyết định các nguồn (budget) năng lợng cũng nh sự phân bố của các
hợp phần hoá học quan trọng.
Trong hệ thống khí hậu, bề mặt trái đất đóng vai trò phân bố lại năng lợng bức
xạ mặt trời mà nó hấp thụ đợc. Bề mặt hấp thụ năng lợng bức xạ mặt trời và trả lại
cho hệ thống khí hậu các dòng phát xạ sóng dài và các dòng phi bức xạ. Các dòng năng
lợng phi bức xạ bao gồm ẩn nhiệt, hiển nhiệt, dòng nhiệt truyền xuống lớp đất sâu,
năng lợng nhiệt dành cho quá trình chuyển pha của nớc và những phản ứng sinh hoá
xảy ra tại bề mặt [4, 10, 15].
Sự tơng tác giữa bề mặt trái đất và khí quyển diễn ra trong mọi quy mô không
gian và thời gian. Bề mặt trái đất bao gồm hai thành phần chính là lớp phủ thực vật và
lớp phủ thổ nhỡng (đất). Bề mặt chịu tác động của khí quyển thông qua sự tơng tác
với lớp phủ thực vật. Lớp đất phía dới đóng vai trò tích trữ vật chất. Xét về độ lớn của
các dòng nhiệt phi bức xạ, thông lợng nhiệt truyền xuống các lớp đất sâu chiếm
khoảng 10% và năng lợng giành cho các phản ứng sinh hoá chiếm dới 1% lợng
năng lợng do bề mặt hấp thụ. Nh vậy, bề mặt sẽ đóng vai trò trực tiếp cung cấp năng
lợng cho khí quyển thông qua các dòng ẩm và nhiệt rối. Các dòng năng lợng ẩn
nhiệt, hiển nhiệt truyền từ bề mặt liên quan trực tiếp đến trạng thái nhiệt, ẩm và phân
tầng của khí quyển. Bề mặt cung cấp nhiệt, ẩm cho khí quyển và góp phần vào quá
trình hình thành, phát triển mây và giáng thuỷ. Sự phát triển của mây và giáng thuỷ lại
quan hệ chặt chẽ với khả năng truyền bức xạ mặt trời trong khí quyển và gián tiếp liên
quan tới các cơ chế động lực khác đối với những chuyển động trong khí quyển từ quy
mô vi mô, quy mô vừa cho đến quy mô lớn.
Khả năng phân bố lại năng lợng của bề mặt phụ thuộc vào loại bề mặt đệm (land
use) và trạng thái thuỷ văn của nó. Đối với vùng đất khô và trống (không có thực vật),

năng lợng mặt trời chủ yếu dùng để đốt nóng bề mặt. Khi đó các dòng nhiệt rối (hiển
nhiệt) và dòng nhiệt truyền xuống lớp đất phía dới là lớn và hầu nh không xảy ra bốc
hơi tại bề mặt. Ngợc lại, đối với bề mặt ớt (sau khi ma, hoặc đất nông nghiệp sau
khi tới), năng lợng hầu nh đợc sử dụng cho quá trình bốc thoát hơi của bề mặt.
Trong trờng hợp này dòng hiển nhiệt và dòng nhiệt truyền xuống đất sâu thờng nhỏ
hơn nhiều so với dòng ẩn nhiệt. Đối với bề mặt có thực vật bao phủ dày, nớc trong lớp
đất rễ đợc hút bởi rễ cây trong quá trình thoát hơi của thực vật. Vì vậy, trong điều
3
kiện mặt đất ít đợc cung cấp nớc thì khả năng bốc thoát hơi của bề mặt vẫn lớn nếu
trong đất có đủ lợng nớc cùng các điều kiện thời tiết thích hợp cho việc thoát hơi của
thực vật. Với loại bề mặt thành phố, loại bề mặt gần nh không thấm, sẽ hạn chế việc
bốc hơi của nớc trong đất. Khi bị đốt nóng mạnh, vùng nội thành có điều kiện gần
giống với vùng đất khô và trống.
Trong các mô hình mô phỏng khí quyển và hệ thống khí hậu hiện nay, bề mặt
đóng vai trò cung cấp điều kiện biên dới cho mô hình khí quyển, bao gồm thông
lợng ẩn nhiệt, hiển nhiệt và động lợng. Theo truyền thống, những quá trình trao đổi
tại bề mặt trái đất đợc mô hình hoá trong các sơ đồ đợc thiết kế để mô tả các nguồn
năng lợng, nớc và động lợng bề mặt đất và sự trao đổi động lợng, năng lợng và
ẩm giữa khí quyển
đại dơng (băng). Những sơ đồ này đợc gọi là các mô hình trao
đổi bề mặt
ESEMs (Earth Surface Exchange Models). Các sơ đồ này mô tả sự trao
đổi giữa bề mặt đất và khí quyển nên ngời ta còn gọi đó là các mô hình bề mặt đất
hay đơn giản hơn là mô hình đất (Soil
VegetationAtmosphere Transfers (SVAT)).
Các sơ đồ SVAT đã đợc phát triển rất sớm, từ sơ đồ đấtthuỷ văn đơn giản ban đầu
của Budyko (1963), Manabe (1969) đến các sơ đồ tán lá lớn (big
leaf) phức tạp hơn
của Deardroff (1978) [1, 2, 4, 10], và chúng liên tục đợc nghiên cứu cải tiến. Gần đây
hơn, ngời ta thờng sử dụng hai sơ đồ là BATS (Biosphere Atmosphere Transfer

Scheme) của Dickinson [6,7] và SiB (Simple Biosphere) của Sellers [18,19]. Hai sơ đồ
này là những mô hình đầu tiên đa vào hầu hết các quá trình xảy ra tại bề mặt áp dụng
cho mô hình khí hậu. Số liệu đầu vào cho SVAT là sản phẩm từ mô hình khí quyển
(Atmospheric Model
AM) tại mực thấp nhất của mô hình, gồm bức xạ, giáng thuỷ,
các thành phần vectơ gió, nhiệt độ và độ ẩm sát bề mặt. Ngoài ra, các tham số bề mặt
cũng cần đợc cung cấp cho SVAT nh loại bề mặt đệm và các tính chất vật lý tơng
ứng đặc trng cho chúng.
Trong các mô hình khí hậu hiện nay, nh mô hình hoàn lu chung khí quyển
(General Circulation Model
GCM), mô hình khí hậu toàn cầu (Global Climate Model
GCM,
chú ý rằng GCM có thể đợc dùng để chỉ cả mô hình hoàn lu chung và mô
hình khí hậu toàn cầu, nhng hiện nay ngời ta thờng ám chỉ mô hình khí hậu toàn
cầu hơn là mô hình hoàn lu chung nếu không chú thích gì thêm
) nh CCM (Climate
Community Model), các mô hình thời tiết, khí hậu khu vực hạn chế (Limitted Area
Model
LAM) với độ phân giải cao, kích thớc không gian của ô lới tính cho phép từ
10
0
km đến 10
3
km. Thông thờng, số liệu phân loại bề mặt đợc điều tra khảo sát, hoặc
nhận đợc từ ảnh vệ tinh, bao gồm hai tham số cơ bản là loại bề mặt và tỷ lệ diện tích
chiếm của từng loại bề mặt trên một vùng nào đó. Tuy nhiên, trong các mô hình khí
hậu, mỗi ô lới của mô hình chỉ đợc phép biểu diễn duy nhất một loại bề mặt. Điều
đó dẫn đến việc, dù trong phạm vi từng ô lới có thể tồn tại nhiều hơn một loại bề mặt,
chúng vẫn phải đợc gán cho một loại bề mặt. Loại bề mặt đợc gán cho các ô lới của
mô hình thờng đợc chọn là loại bề mặt có tỷ lệ diện tích phủ lớn nhất trong ô lới

loại bề mặt thống trị. Và nh vậy, vấn đề nảy sinh ở đây là, thực chất tồn tại sự bất
đồng nhất bề mặt trong từng ô lới mô hình nhng chúng ta đã đồng nhất hóa chúng,
do đó các dòng trao đổi giữa bề mặt ô lới mô hình (có loại bề mặt đợc gán) và khí
quyển sẽ không phản ánh đúng trạng thái thực của chúng. Việc xử lý tính bất đồng
4
nhất bề mặt này là một trong những vấn đề hiện nay đang đợc nhiều nhà nghiên cứu
quan tâm.
Khu vực miền Trung và vùng phụ cận có đặc điểm địa hình và điều kiện mặt đệm
khá phức tạp. Với vị trí nằm kề sát biển và hầu hết diện tích là đồi núi, chắc chắn sẽ
xảy ra sự bất đồng nhất bề mặt trong phạm vi ô lới khi sử dụng các mô hình khí hậu
khu vực với độ phân giải hiện nay khoảng vài chục km. Đề tài này đợc đặt ra nh là
bớc khởi đầu cho việc nghiên cứu ứng dụng các mô hình số vào mô phỏng và dự báo
khí hậu Việt Nam, trong đó nhấn mạnh vai trò của các quá trình bề mặt đất.

Cũng cần nói thêm rằng, tính bất đồng nhất bề mặt có thể đợc xem xét trên
nhiều khía cạnh khác nhau, nh bất đồng nhất về lớp phủ thực vật, bất đồng nhất địa
hình (độ cao), bất đồng nhất về kết cấu đất, Trong phạm vi đề tài này chúng tôi chỉ
đề cập đến sự bất đồng nhất về lớp phủ bề mặt.
Đề tài đợc hoàn thành với sự hỗ trợ kinh phí từ Đại học Quốc gia Hà Nội
(ĐHQGHN), sự giúp đỡ của Ban Khoa học & Công nghệ, Hội đồng Khoa học Trái đất,
ĐHQGHN, của Phòng Khoa học & Công nghệ, Ban chủ nhiệm khoa Khí tợng Thủy
văn & Hải dơng (KTTV&HDH), Đại học Khoa học Tự nhiên cũng nh sự đóng góp ý
kiến, tham gia thực hiện của các đồng nghiệp thuộc Bộ môn Khí tợng Khoa
KTTV&HDH. Nhân đây chúng tôi xin bày tỏ lòng biết ơn chân thành.
Nội dung báo cáo đề tài đợc bố cục trong ba chơng, phần kết luận và một số
phụ lục.
Chơng 1. Mô hình hoá các quá trình bề mặt trong mô hình khí hậu. Chơng này
trình bày về vai trò của các quá trình bề mặt đất trong mô hình hoá hệ thống khí hậu,
cách tiếp cận mô hình hóa, ảnh hởng của tính bất đồng nhất bề mặt đến các quá trình

trao đổi đất
khí quyển.
Chơng 2. Mô tả mô hình tính các dòng trao đổi giữa bề mặt và khí quyển.
Chơng này trình bày cách phân loại bề mặt, các phơng pháp tính albedo bề mặt,
nhiệt độ đất, độ ẩm đất và lớp phủ tuyết trong điều kiện không có lớp phủ thực vật, hệ
số cản và các dòng trên đất trống, các quá trình và dòng năng lợng đối với thực vật.

Chơng 3. Kết quả tính toán và nhận xét. Sau khi nêu các nguồn số liệu và
phơng pháp xử lý, ở đây trình bày những kết quả khảo sát mức độ bất đồng nhất bề
mặt, vai trò của các loại bề mặt khác nhau đối với các dòng năng lợng, nhiệt, ẩm, ảnh
hởng của các loại bề mặt đến các dòng trao đổi nhiệt ẩm, vai trò của tác động từ khí
quyển đến các dòng trao đổi nhiệt ẩm từ bề mặt, cũng nh tác động của tính bất đồng
nhất bề mặt đến sự phân bố các dòng trao đổi năng lợng đất
khí quyển trên khu vực
nghiên cứu.

5
Chơng 1. Mô hình hoá các quá trình bề mặt
trong mô hình khí hậu
1.1 Vai trò của các quá trình bề mặt đất trong mô hình hoá
hệ thống khí hậu
1.1.1 Vài nét về mô hình trao đổi bề mặt
Vấn đề cơ bản của tơng tác đấtkhí quyển (landatmosphere interaction) là sự
trao đổi ẩm và năng lợng giữa hai thành phần này. Về mặt lịch sử, nhiều khía cạnh
quan trọng của quá trình tơng tác này đã đợc xem xét đến trong các lĩnh vực liên
quan với vi khí tợng, khí tợng nông nghiệp, khí tợng rừng, lớp biên hành tinh, và
thủy văn. Gần đây hơn, tơng tác đất
khí quyển cũng đã đợc ghi nhận là vấn đề
quan trọng trong việc nghiên cứu chu trình sinh địa hóa, khí hậu, khí tợng qui mô vừa,
và dự báo thời tiết bằng phơng pháp số trị. Trên thực tế, bề mặt đất đợc xem là thành

phần cơ bản của hệ thống khí hậu từ khi bắt đầu Chơng trình Nghiên cứu Khí hậu
Toàn cầu (World Climate Research Programme
WCRP), và nó đã đợc đa vào mô
hình hoàn lu chung (General Circulation Model
GCM) dới 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 nớc, 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
tơng tác xảy ra giữa chúng. Đây cũng là một trong những vấn đề hiện nay đang đợc
nghiên cứu. So với bề mặt đại dơng, 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 ớt, từ khí
hậu nhiệt đới đến khí hậu cực. Trên bề mặt đất, nhiệt dung nhỏ, khả năng tích lũy nớc
hạn chế, dẫn đến sự biến động ngày đêm của điều kiện nhiệt, ẩm mạnh hơn rất nhiều
so với trên bề mặt đại dơng, và tạo ra những tác động trực tiếp hơn đến sự biến đổi
năng lợng 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 nớc kết hợp với bản chất bất
đồng nhất của đất phía dới, của lớp phủ thực vật cũng nh 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 đợc xem là
đồng nhất ra sao, chúng có thể chi phối hoàn lu qui mô vừa, tác động đến những điều
kiện qui mô lớn nh thế nào, là những vấn đề cốt yếu mà hiện nay đang đợc 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 lới 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 đa vào
6
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 đợc 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 dới dạng
khảm (mosaic) các bề mặt đồng nhất, mỗi một loại là một phần nào đó của tổng diện
tích ô lới. Các biến dự báo, nh độ ẩm đất và nhiệt độ đất, khi đó đợc 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.
1.1.2 Mô hình trao đổi bề mặt trong mô hình hệ thống khí hậu
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 tơng tác với bề mặt đất thông qua sự trao đổi động lợng, năng lợng,
nớc và các hợp phần hoá học khác. Bề mặt làm tiêu hao động lợng đối với hoàn lu
khí quyển do sức cản bề mặt cũng nh làm tiêu hao nguồn nớc thông qua bốc hơi trên
đất và đặc biệt là trên biển. Sự trao đổi bức xạ, hiển nhiệt và hơi nớc giữa bề mặt
khí
quyển đóng vai trò cơ bản trong việc hình thành và duy trì hoàn lu khí quyển trên
nhiều qui mô không gian khác nhau, từ qui mô vừa của gió đất
biển (sea-breeze) đến
qui mô toàn cầu của hoàn lu Hadley. Hơn nữa, những tác động của bề mặt làm ảnh
hởng đáng kể đến khí hậu cả trên qui mô lớn, qui mô vùng và địa phơng (Giorgi &
Mearns, 1991 [11]). Tơng tự, ứng suất gió và các dòng năng lợng và nớc bề mặt
trên đại dơng là cơ chế tác động chính tạo ra hoàn lu 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
7

Theo truyền thống, trên đất liền, các mô hình trao đổi bề mặt đợc xem nh là
công cụ để tính các dòng động lợng, năng lợng và nớc bề mặt cho các mô hình khí
quyển (AM) khi cho trớc 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 đợc các dòng bề mặt, mô hình trao đổi bề mặt đòi hỏi phải
đợc cung cấp một số biến bề mặt, nh lớp phủ thực vật và các tính chất của nó. Trong
một số mô hình hiện nay, các biến này đợc cho dới dạng tập các số liệu đầu vào. Tuy
nhiên, trong những mô hình kết hợp nh trên hình 1.1 giá trị các biến này đợc tạo
thành trong sự tơng tác lẫn nhau giữa các mô hình hệ sinh thái, mà đến lợt mình các
mô hình này sử dụng các biến khí hậu và nguồn nớc 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, nớc (bốc hơi),, và lợng nớc d thừa
biến thành dòng chảy mặt. Sự kết hợp nớc trong khí quyển và nớc tại bề mặt về cơ
bản xảy ra thông qua sự phân chia giáng thuỷ thành bốc hơi, dòng chảy và nớc thấm
xuống đất sâu. Các mô hình khí hậu hiện nay nói chung tính dòng chảy nh là phần
còn lại của lợng giáng thuỷ sau khi đã bốc thoát hơi và cán cân nớc của lớp đât 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
tơng tác với các lớp nớc dới sâu (Freeze 1978, Dooge 1986 [23]). Do đó cần phải
có các mô hình thuỷ văn để có thể tính đợc những hiệu ứng đó khi xác định dòng
chảy hữu hiệu và sự trao đổi nớc với đất dới 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 nớc của lớp đất bề mặt, nơi các quá trình sinh lý xảy ra (tức sự
bốc thoát hơi) và cung cấp nguồn này nh 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

8
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, vì các nguồn vận chuyển thẳng đứng
trong lớp khí quyển dới thấp và các quá trình lắng đọng khô liên quan chặt chẽ với
hiệu ứng của sự trao đổi giữa bề mặt
khí quyển và các tính chất của bề mặt.
1.1.3 Quan hệ giữa các quá trình khác nhau trong hệ thống khí hậu
1.1.3.1 Các quá trình bề mặt và thành phần khí quyển
Từ quan điểm mô hình hoá khí quyển, vai trò cơ bản của mô hình trao đổi bề mặt
là mô tả sự trao đổi động lợng, năng lợng, nớc và có thể cả các thành phần hoá học,
giữa khí quyển và bề mặt trái đất. Các phơng trình cơ bản của AM biểu diễn sự bảo
toàn động lợng, năng lợng, khối lợng và hơi nớc có thể đợc viết dới dạng tổng
quát sau:

V,VV,H
FFgV2
p
dt
Vd
+++ì


=
r
r
(1.1.1)

T,VT,Hp
FFQ
dt
dp1
dt
dT
c ++=


(1.1.2)

V.
dt
d1
r
=



(1.1.3)

q,Vq,H
q
FF
S
dt
dq
++

=

(1.1.4)

RTp

=
(1.1.5)
trong đó
+


= .V
tdt
d
r
,
V
v
là vectơ gió với các thành phần vĩ hớng (hớng x), kinh
hớng (hớng y) và phơng thẳng đứng (hớng z) tơng ứng đợc cho bởi u, v và w
,
p
là áp suất, là mật độ khôg khí, T

là nhiệt độ, q là tỷ số xáo trộn hơi nớc, t là thời
gian,
là vectơ vận tốc quay của trái đất, g là gia tốc trọng trờng, c
p
là nhiệt dung
riêng đẳng áp của không khí và R

là hằng số khí của không khí. Trong các phơng
trình (1.1.1)
( 1.1.5) F
H
và F
v

tơng ứng biểu thị các số hạng khuếch tán rối ngang và
thẳng đứng, Q là đốt nóng phi đoạn nhiệt và S
q
nguồn ẩm đợc cấp hoặc tiêu hao.
Đây là tập hợp 7 phơng trình vi phân với 7 ẩn u, v, w, , T, p và q, chúng có thể
đợc làm đơn giản hoá tuỳ thuộc vào qui mô chuyển động đợc xem xét và có thể đợc
viết trong các hệ toạ độ khác nhau. Chẳng hạn trong mô hình hoàn lu chung khí
quyển (GCM), việc phân tích qui mô sẽ làm giảm bớt phơng trình thành phần thẳng
đứng của gió đối với cân bằng thuỷ tĩnh và các phơng trình (1.1.1)
( 1.1.5) thờng
đợc viết trong hệ toạ độ thẳng đứng =p/p
s
,
trong đó p
s
là áp suất bề mặt. Ngoài ra, có
thể đa thêm các phơng trình liên tục khác vào hệ (1.1.1)
( 1.1.5) đối với các thành
phần hoá học:

++

=

,V,H
FF
S
dt
d
(1.1.6)
9
trong đó là tỷ số xáo trộn của thành phần hóa học nào đó, S

là nguồn cấp hoặc tiêu
hao của thành phần hóa học đợc xét. Tập hợp các phơng trình (1.1.1)
( 1.1.6) thông
thờng đợc tích phân số trên lới ba chiều tơng đơng mà khoảng cách giữa các
điểm lới ngang của chúng (kích thớc ô lới) từ đây sẽ gọi là x. Đối với các mô hình
khí hậu toàn cầu, x có bậc khoảng vài trăm km, trong khi đối với các mô hình khí hậu
khu vực x biến thiên trong khoảng vài chục km. ở đây ta sẽ không đi vào chi tiết về
việc thiết lập và giải hệ (1.1.1)
( 1.1.6), mà chỉ nghiên cứu các thành phần liên quan
đến các quá trình trao đổi bề mặt.
Các quá trình bề mặt đa hai thành phần đốt nóng phi đoạn nhiệt Q và vận
chuyển thẳng đứng F
V
vào tập hợp các phơng trình AM. Thành phần Q bao gồm hai
đóng góp: nhiệt do chuyển pha của nớc, tức là sự ngng kết/bốc hơi của nớc mây và
sự đóng băng/tan băng, và nhiệt do truyền nhiệt bức xạ. Để tính tốc độ đốt nóng bức
xạ, cần phải có các thông lợng tại bề mặt của cả bức xạ mặt trời và bức xạ nhiệt hồng

ngoại (hay bức xạ sóng dài). Các thông lợng này phụ thuộc vào albedo bề mặt, độ
phát xạ và nhiệt độ lớp trên mặt đất và đợc tính trong mô hình trao đổi bề mặt.
Thành phần F
V
mô tả sự vận chuyển thẳng đứng của động lợng, hiển nhiệt, hơi
nớc và các hợp phần hóa học khác do các xoáy rối có qui mô nhỏ hơn nhiều so với độ
phân giải ngang của mô hình. Những xoáy này đợc hình thành bởi tác động nhiệt và
cơ học tại mặt tiếp xúc bề mặt
khí quyển, và hiệu quả vận chuyển thẳng đứng của
chúng phụ thuộc vào sự đốt nóng bề mặt cũng nh các tính chất cơ học của bề mặt.
Các thông lợng tại mặt tiếp xúc khí quyển
bề mặt là cần thiết trong việc rời rạc hóa
F
V
theo phơng thẳng đứng nh là điều kiện biên dới.
Cả các thành phần thông lợng rối và thông lợng bức xạ bề mặt đều phụ thuộc
vào đặc tính của bề mặt mà chúng có thể đợc cho hoặc nh là hàm của không gian
hoặc nh là hàm của dạng bề mặt. Những loại bề mặt cơ bản là đất trống, thực vật,
tuyết, băng trên đất/biển và nớc, và có thể tính đến cả các loại đất, loại thực vật khác
nhau cũng nh loại bề mặt thành phố trong từng loại bề mặt tơng ứng. Điểm lới của
AM đợc giả thiết bị phủ bởi một hoặc một tổ hợp các loại bề mặt, mỗi một loại phủ
một phần diện tích ô lới. Chi tiết về việc các mô hình khác nhau xử lý các dạng bề
mặt khác nhau nh thế nào cũng nh cách tiệm cận để mô tả tính bất đồng nhất bề mặt
sẽ đợc trình bày sau.
1) Các quá trình bức xạ
Bức xạ thuần tại bề mặt R
N
đợc cho bởi

)TIR()1(SR

4
gBd0N
+= (1.1.7)
trong đó S
0
là bức xạ mặt trời đến tại bề mặt, IR
d
là bức xạ sóng dài đi xuống tại bề mặt

B
là hằng số StefanBoltzmann, là albedo dải rộng của bề mặt, là độ phát xạ bề
mặt và
T
g
là nhiệt độ lớp đất bề mặt. Trong phơng trình (1.1.7), S
0
và IR
d
đợc cung
cấp bởi sơ đồ truyền bức xạ của AM khi cho trớc profile thẳng đứng của mây và các
hợp phần khí quyển, trong khi đó , và
T
g
là các đại lợng đợc tính trong mô hình
trao đổi bề mặt.
10
Nói chung, albedo và độ phát xạ hoặc đợc cho trong mô hình trao đổi bề mặt
nh là hàm của các tính chất bề mặt hoặc đợc định rõ theo không gian từ các tập số
liệu quan trắc (chẳng hạn từ số liệu viễn thám). Trong trờng hợp này, chúng có thể
đợc xem nh là các tham số đầu vào cho mô hình trao đổi bề mặt. Albedo dải rộng

của thực vật nói chung biến thiên trong khoảng 0.1
0.3. Tuy nhiên, albedo phổ của
thực vật phụ thuộc rõ rệt vào bớc sóng, vì chất diệp lục hấp thụ mạnh nhất ở những
bớc sóng nhìn thấy (hình 1.3). Hơn nữa, năng suất phản xạ của toàn bộ tán cây phụ
thuộc vào mật độ lá, dạng hình học và hớng của vòm tán. Một số sơ đồ bề mặt lại tính
albedo của tán dựa trên các mô hình truyền bức xạ bên trong tán. Albedo của đất cũng
biểu thị tính chất phụ thuộc phổ đáng kể và phạm vi biến thiên của chúng nằm trong
khoảng 0.1
0.4, phụ thuộc vào thành phần khoáng chất và độ ẩm ớt của đất. Albedo
sẽ tăng một cách đột ngột khi có mặt của tuyến và băng (lên tới 0.8). Trong các mô
hình trao đổi bề mặt, độ phát xạ bề mặt thờng đợc giả thiết bằng 1, mặc dù trên thực
tế độ phát xạ của bề mặt tán cây có thể nhỏ hơn 1 (nằm trong khoảng 0.95
0.98) và đối
với một số loại đất độ phát xạ có thể nhỏ hơn 0.7.

Hình 1.3 Sự phụ thuộc phổ của albedo vào các loại bề mặt khác nhau. Giá trị biểu diễn ở phía
trên của khung hình là phần trăm tích lũy của bức xạ mặt trời ở những bớc sóng ngắn hơn
bớc sóng đã chỉ ở phía dới khung hình
Khi không có lớp phủ thực vật và lớp phủ tuyết/băng, nhiệt độ lớp đất bề mặt nói
chung đợc tính từ phơng trình biểu diễn cân bằng giữa thông lợng bức xạ thuần,
thông lợng hiển nhiệt rối giữa bề mặt và khí quyển (SH), thông lợng ẩn nhiệt liên
quan với bốc hơi bề mặt (LH) và nhiệt trao đổi giữa lớp đất bề mặt và lớp đất dới sâu
(hoặc bể chứa) (D
S
), tức là
R
N
LH SH D
S
= 0 (1.1.8)

trong đó hạng D
S
có dạng
DS = k
d
(T
g
T
d
) (1.1.9)
ở đây k
d
là độ khuếch tán hữu hiệu của đất và T
d
là nhiệt độ bể chứa. Các hạng LH và
SH sẽ đợc mô tả sau. Phơng trình (1.1.8) là phơng trình phi tuyến đối với T
g
, với
tính chất phi tuyến nằm trong hạng tử làm lạnh bức xạ sóng dài và sự phụ thuộc vào
nhiệt độ của áp suất hơi nớc bão hòa trong hạng tử bốc hơi (hay ẩn nhiệt). Phơng
trình (1.1.8) có thể đợc giải bằng phơng pháp số khi sử dụng phép lặp, và trong các
sơ đồ cao cấp hơn nó đợc kết hợp (lồng) với những phơng trình tơng tự đối với
nhiệt độ tán thực vật và đất dới sâu. Khi có lớp phủ tuyết và/hoặc thực vật, các phơng
11
trình cân bằng năng lợng tơng tự (1.1.8) có thể đợc giải đối với nhiệt độ lớp vỏ
tuyết và nhiệt độ tán lá. Thành phần phát xạ sóng dài bề mặt sau đó đợc lấy trung
bình theo tỷ lệ diện tích đất trống, thực vật và tuyết.
2) Các quá trình rối
Lớp khí quyển trong đó xảy ra các quá trình trao đổi rối bề mặtkhí quyển nói
chung đợc xem nh là lớp biên khí quyển (PBL). Độ dày lớp biên có thể biến thiên

khá rộng tùy thuộc vào sự đốt nóng bề mặt, từ vài chục mét trong các điều kiện rất ổn
định nhiệt (bị làm lạnh từ phía dới), đến vài km trong những điều kiện xảy ra đốt
nóng bề mặt mạnh.
Hiện nay có nhiều mô hình lớp biên, và mặc dù việc mô hình hóa lớp biên không
phải là chủ đề đợc quan tâm ở đây, song để thuận lợi cho việc trình bày các nội dung
tiếp theo ta sẽ mô tả một cách ngắn gọn cấu trúc lớp biên. Trên hình 1.4 biểu diễn sơ
đồ cấu trúc lớp biên. Trong điều kiện phiếm định, cấu trúc của lớp biên khí quyển thể
hiện sự khác biệt giữa vùng trong và vùng ngoài. ở vùng ngoài, các dòng trao đổi gần
nh không phụ thuộc vào tính chất của bề mặt bên dới và chủ yếu đợc xác định bởi
lực gradient áp suất và lực Coriolis. Ngợc lại, ở vùng trong (còn đợc gọi là lớp bề
mặt), chúng chịu tác động mạnh mẽ bởi tính chất của bề mặt. Trong những điều kiện
bất ổn định mạnh, ảnh hởng của thành phần (hạng tử) khí áp và Coriolis là nhỏ và
vùng ngoài bị chi phối bởi rối đối lu nhiệt đặc trng bởi các xoáy mà chúng có thể mở
rộng khắp toàn bộ độ dày lớp biên. Trong những điều kiện nh vậy, vùng ngoài có thể
đợc xem là lớp xáo trộn hay lớp đối lu tự do. Lớp gần bề mặt có thể đợc xác định
nh là vùng rối hoàn toàn trong đó các thông lợng thẳng đứng về cơ bản không biến
đổi và bằng giá trị của chúng tại bề mặt. Trong các vùng phía dới lớp gần bề mặt,
đợc gọi là lớp động lực (hay lớp hoạt động), ảnh hởng của sự phân tầng mật độ là
nhỏ, và tốc độ gió, nhiệt độ và hơi nớc nói chung tuân theo profile thẳng đứng loga.
Trong điều kiện phiếm định, lớp hoạt động chiếm toàn bộ lớp gần bề mặt. Cuối cùng,
ngay lân cận bề mặt (mặt ranh giới hay lớp chuyển tiếp), rối chịu tác động mạnh mẽ
bởi cấu trúc gồ ghề của bề mặt, và hiệu ứng nhớt có thể trở nên quan trọng. Lớp ranh
giới giao diện có thể dày vài cm trên những bề mặt nhẵn (nh trên mặt nớc trong điều
kiện gió yếu) hoặc có thể chiếm toàn bộ lớp tán cây trên những bề mặt phủ thực vật.

Hình 1.4 Sơ đồ biểu diễn lớp biên khí quyển
12
Vận chuyển rối thẳng đứng bên trong lớp biên xảy ra ở những qui mô không giải
đợc trong điều kiện bớc lới của các mô hình khí hậu toàn cầu và mô hình khu vực
hiện nay. Do đó, để tham số hóa vận chuyển xoáy, thông thờng ngời ta sử dụng cái

gọi là phép phân ly Reynolds, tức là tách biến mô hình thành hai thành phần: trung
bình ô lới
và nhiễu động rối


sao cho
=

+


(1.1.10)
trong đó


= 0. Dòng thẳng đứng tổng cộng của khi đó đợc cho bởi:





+=



+

+

+= (1.1.11)

Hạng thứ nhất trong vế phải của phơng trình (11) biểu diễn sự vận chuyển do
chuyển động ở qui mô có thể giải đợc (qui mô lới mô hình), và đợc mô tả ở vế trái
của các phơng trình (1.1.1)
( 1.1.6). Hạng thứ hai trong phơng trình (1.1.11) biểu
diễn sự vận chuyển bởi các xoáy rối qui mô dới lới. Do đó thành phần vận chuyển
xoáy thẳng đứng F
V
có thể đợc biểu diễn:

z
F
,V






=

(1.1.12)
Cho đến nay đã có một vài sơ đồ tham số hóa thông lợng xoáy thẳng đứng khác
nhau đợc xây dựng và phát triển, nhng thông thờng và đơn giản nhất là biểu diễn
thông lợng xoáy qua các thành phần gradient thẳng đứng của các đại lợng trung
bình, tức là

z
k
e

=



(1.1.13)
trong đó k
e
là hệ số khuếch tán xoáy, tơng tự nh hệ số khuếch tán phân tử trong định
luật Fick. Phơng trình (1.1.13) thờng đợc xem là gần đúng bậc nhất để biểu diễn
thông lợng rối, bằng cách đó các thông lợng rối đợc biểu diễn qua các thành phần
giá trị trung bình ô lới. Ngoài cách biểu diễn trên, hiện nay ngời ta còn phát triển các
phơng trình dạng hiện đối với các thông lợng rối trong các mô hình gần đúng bậc
hai.
Bất chấp việc vận chuyển xoáy thẳng đứng trong lớp biên đợc xử lý nh thế nào,
việc rời rạc hóa thẳng đứng thành phần F
V
đòi hỏi phải xác định đợc các thông lợng
rối tại mặt giao tiếp bề mặt
khí quyển nh là điều kiện biên dới. Những thông lợng
này đợc cung cấp bởi mô hình trao đổi bề mặt. Hơn nữa, một cách gián tiếp, trong đó
mô hình trao đổi bề mặt tác động tới thành phần F
V
, là trong nhiều sơ đồ tham số hóa
lớp biên, cấu trúc của lớp biên tự nó phụ thuộc vào lực nổi sinh ra bởi dòng hiển nhiệt
bề mặt.
Cách xử lý hình thức các thông lợng bề mặt trong các mô hình khí hậu là hầu
hết dựa trên cơ sở lý thuyết tơng tự, sử dụng phép phân tích thứ nguyên để biểu diễn
các thông lợng dới dạng các đại lợng vô thứ nguyên. Mối quan hệ hàm không thứ
nguyên giữa các đại lợng khác nhau, về cơ bản, sau đó nhận đợc từ quan trắc. Cách

tiếp cận này lần đầu tiên đợc Prandtl (1932) áp dụng vào khí tợng và gần đây hơn
đợc phát triển bởi Monin và Yaglom (1971) [10]. Để đơn giản ta giả thiết dòng xuất
13
hiện chỉ theo hớng của thành phần u, và u biến thiên theo độ cao
z
từ bề mặt, khi đó,
trong điều kiện phiếm định, tốc độ trung bình của dòng phẳng song song tăng theo
phơng thẳng đứng,
dz/ud
là dấu hiệu của dòng động lợng đi xuống và giảm xuống

0
tại bề mặt. ứng suất bề mặt, mật độ chất lỏng, gradient dòng trung bình và khoảng
cách từ bề mặt có thể đợc kết hợp để xác định tham số vô thứ nguyên k.

(
)
()
k
dz/udz
/
2/1
0
=
(1.1.14)
hoặc thông thờng hơn,

()
k
dz/udz

u
*
=
(1.1.15)
trong đó u
*
là tốc độ ma sát, đợc cho bởi

(
)
()
2/1
0
2/1
*
/uwu =

=
(1.1.16)
Nhiều chứng cứ quan trắc chỉ ra rằng, trong lớp biên phiếm định k (hằng số
Karman) gần nh bất biến với giá trị khoảng 0.4. Việc tích phân phơng trình (1.1.15)
sẽ cho ta profile logarit:

=
0
0*
z
dz
ln
k
u
u
(1.1.17)
trong đó hằng số tích phân z
0
là độ cao gồ ghề, và d
0
là độ cao dịch chuyển. Hằng số d
0

đợc đa vào để làm cho profile này phù hợp tốt hơn với số liệu thực nghiệm. Phơng
trình (1.1.17) mô tả profile gió trong lớp biên phiếm định, hoặc theo hình 1.4 là trong
lớp hoạt động. Tham số thực nghiệm z
0
có thể đợc hiểu nh là độ cao tại đó profile
logarit cắt trục tọa độ và về bản chất nó là thớc đo độ nhám cơ học của bề mặt. z
0

càng lớn gradient càng dốc về phía bề mặt và thông lợng động lợng càng lớn. z
0
biến

thiên từ nhỏ hơn 1 mm đối với bề mặt nhẵn (ví dụ mặt nớc), hoặc khoảng 1 cm đối
với đất trống, đến 1
2 m đối với bề mặt rừng.
Khi kết hợp mô hình trao đổi bề mặt với AM, phơng trình (1.1.17) có thể đợc
sử dụng để tính thông lợng động lợng bề mặt trên cơ sở tốc độ gió mực dới cùng
của AM. Mực này nói chung khoảng vài chục mét tính từ bề mặt, mà trong điều kiện
phiếm định nó nằm trong lớp hoạt động. Trong hầu hết các AM thông thờng ngời ta
đa vào một đại lợng mới là hệ số cản bề mặt phiếm định C
d0
và biểu diễn thông
lợng động lợng bề mặt dới dạng:

2
a0d0
uCuw =

=
(1.1.18)
trong đó u
a
là tốc độ gió tại mực thấp nhất của AM, và từ phơng trình (1.1.16) và
(1.1.17) C
d0
đợc cho bởi
14

2
0
0
2

a
2
*
0d
z
dz
ln
k
u
u
C

==
(1.1.19)
Một cách tổng quát có thể viết cho các thành phần gió u và v nh sau:

aa0d0,u
uVCuw =

=
(1.1.20)

aa0d0,v
vVCvw =

=
(1.1.21)
trong đó
V
a
là tốc độ gió tại mực thấp nhất của AM đợc cho bởi
(
)
2/1
2
a
2
a

vu +
.
Trong điều kiện không phiếm định, tính ổn định nhiệt đóng vai trò quan trọng
trong việc xác định các dòng thẳng đứng. Phân tầng ổn định có xu hớng ngăn chặn
vận chuyển xoáy thẳng đứng, trong khi lực nổi liên quan với những điều kiện bất ổn
định nhiệt làm tăng vận chuyển thẳng đứng. Trong những điều kiện nh vậy, profile
lệch khỏi hàm logarit và ngời ta đa biểu thức hiệu chỉnh vô thứ nguyên vào vế phải
của phơng trình (1.1.14) để tính đến hiệu ứng của sự ổn định thẳng đứng. Cách thông
thờng để đa vào những hiệu chỉnh nh vậy trong các AM là biểu diễn chúng dới
dạng số Richardson bề mặt vô thứ nguyên
Ri
B


(
)
2
a
ga
a
a
B
V
TT
T
gz
Ri

=
(1.1.22)

trong đó z
a
và T
a
tơng ứng là độ cao và nhiệt độ tại mực thấp nhất của AM. Về bản
chất số Richardson là độ đo tỷ số của năng lợng rối sinh ra bởi lực nổi và các quá
trình cơ học. Nó nhận giá trị dơng (âm) trong các điều kiện ổn định (bất ổn định).
Thông thờng, để tính đến các hiệu ứng ổn định, hệ số cản phiếm định đợc nhân với
hàm hiệu chỉnh thực nghiệm f(Ri
B
), sao cho C
d
= C
d0
f(Ri
B
) thay thế C
d0
trong các
phơng trình (1.1.20)
( 1.1.21). f(Ri
B
) lớn hơn 1 và tăng theo độ lớn của Ri
B
trong các
điều kiện bất ổn định, nhỏ hơn 1 và giảm theo
Ri
B
trong những điều kiện ổn định. Từ
những khảo sát thực nghiệm ngời ta đã nhận đợc một vài công thức thực nghiệm

khác nhau của
f(Ri
B
). Trên hình 1.5 dẫn ra một ví dụ về hệ số cản phụ thuộc vào độ ổn
định khí quyển.
Thực hiện việc phân tích vô thứ nguyên tơng tự nh các phơng trình
(1.1.14)
(1.1.20) đối với thông lợng hiển nhiệt (SH) và ẩn nhiệt (LE) ta có:
SH = c
p
C
dh
V
a
(T
g
T
a
) (1.1.23)
LH = LC
dq
V
a
(q
s
(T
g
)q
a
) (1.1.24)

trong đó C
dh
và C
dq
tơng ứng là các hệ số cản thực nghiệm của vận chuyển nhiệt và
hơi nớc, q
a
là tỷ số xáo trộn hơi nớc tại mực thấp nhất của AM, q
s
là tỷ số xáo trộn
hơi nớc bão hòa tại bề mặt, L là ẩn nhiệt hóa hơi, là nhân tố ẩm ớt bề mặt (tỷ số
của bốc hơi thực tế và bốc hơi tiềm năng), dùng để đo hiệu suất bốc hơi bề mặt và phụ
15
thuộc phức tạp vào các quá trình của đất và thực vật, q
s
(T
g
) là hàm phi tuyến của T
g
, nó
có thể đợc biểu diễn bởi công thức

s
s
s
e378.0p
e622.0
q

=

(1.1.25)
trong đó e
s
là áp suất hơi nớc bão hòa









=
bT
16.273T
aexp611e
s
, (1.1.26)
a và b là các hằng số, khác nhau đối với nớc và băng. Hiện nay đã có những biểu thức
biểu diễn gần đúng e
s
dạng đa thức rất chính xác, cho phép thực hiện tính toán hiệu quả
hơn dạng (1.1.26). Khi đã biết các hệ số cản, tham số và nhiệt độ vỏ bề mặt, các
phơng trình (1.1.20
(1.1.24) cùng với các phơng trình năng lợng bề mặt (1.1.7) và
(1.1.8) cho phép khép kín hệ phơng trình của AM dới dạng các biến của mô hình.
Chú ý rằng, việc sử dụng các thông lợng rối và bức xạ thuần nh là điều kiện biên
dới cho AM cũng tơng tự nh việc sử dụng chúng làm điều kiện biên trên cho mô
hình đại dơng, bằng cách đó tạo ra sự giao diện giữa các mô hình lồng khí quyển và

đại dơng.

a)


b)

Hình 1.5 Hệ số cản đối với a) động lợng và b) nhiệt nh là hàm của số Richardson tổ hợp và
độ gồ ghề. Đờng liền nét là tính theo phơng pháp lặp; đờng đứt quãng là tính theo công
thức giải tích
1.1.3.2 Các quá trình bề mặt và thành phần vận chuyển hóa học
Nh đã nói ở trên, các quá trình bề mặt tham gia vào phơng trình liên tục đối với
chất (cho bởi phơng trình (1.1.6)) trong hạng vận chuyển rối và hạng cung cấp/tiêu
tán S

. Các nguồn hóa chất hầu hết liên quan với các quá trình sinhhóa, mà trong
khuôn khổ đề tài này việc xử lý nó sẽ không đợc đề cập đến. Một cách hình thức, các
nguồn chất hóa học đợc đa vào vế phải của phơng trình (1.1.6) dới dạng các hằng
số hoặc tốc độ sinh ra phụ thuộc thời gian. ở đây chúng ta chỉ quan tâm đến quá trình
làm lắng đọng hoặc mất đi các chất hóa học. Nói chung, sự mất đi của chất hóa học
(hoặc aerosol) có thể xuất hiện qua hai cơ chế cơ bản, thờng gọi là quá trình lắng
đọng khô và quá trình lắng đọng ớt. Quá trình lắng đọng ớt xuất hiện khi có giáng
16
thủy và có thể đợc tách thành hai quá trình khác biệt, lắng đọng trong mây và lắng
đọng dới mây. Lắng đọng trong mây bao gồm sự kết hợp tạp chất trong mây với
nớc/băng của mây và tiếp đó là lắng đọng (rơi xuống) của nớc/băng mây do giáng
thủy; lắng đọng dới mây là sự lắng đọng trực tiếp của tạp chất (aerosol) do giáng
thủy.
Lắng đọng khô, liên quan trực tiếp với các quá trình bề mặt, vì nó bao gồm vận
chuyển rối xuống bề mặt và sự hấp thu các chất sau đó. Ví dụ, một mô hình hai lớp các

chất khí (hay hạt) lắng đọng khô đã đợc phát triển bởi Giorgi (1986) [12]. Ký hiệu
các chỉ số dới h, và s trong hình 1.4 tơng ứng chỉ đỉnh của lớp bề mặt, đỉnh của lớp
giao diện và bề mặt thì thông lợng của các hợp chất khí qua lớp bề mặt đợc cho bởi

)(kF
hsl
=
(1.1.27)
trong đó
k
sl
là hệ số vận chuyển rối qua lớp bề mặt. Tơng tự, thông lợng tại mực
đợc biểu diễn bởi

)(kF
sil



=

(1.1.28)
Khi giả thiết rằng thông lợng ở vùng trong của lớp biên là hằng số, có thể kết
hợp các phơng trình (1.1.27)
( 1.1.28) lại để ớc lợng

sao cho thông lợng trở
thành

)(kF

shdep
=

(1.1.29)
trong đó
k
dep
là tốc độ lắng đọng, tơng ứng với nghịch đảo kháng trở truyền của hai lớp
1
il
1
sl
1
dep
kkk

+= . Trong phơng trình (1.1.29), thông thờng
h
đợc cho bởi mô hình
vận chuyển và
s
phụ thuộc vào loại bề mặt (bằng 0 nếu bề mặt đợc xem là một bể
lắng đọng hoàn toàn). Tốc độ lắng đọng phụ thuộc vào độ gồ ghề bề mặt và số
Richardson, và có thể nhận đợc bằng thực nghiệm từ quan trắc thực địa hoặc có thể
đợc biểu diễn dới dạng hệ số cản động lợng và các tham số thực nghiệm đo bằng tỷ
số của động lợng đối với sự truyền tạp chất trong lớp bề mặt và lớp giao diện. Đối với
các hạt, việc thiết lập công thức tính tốc độ lắng đọng phức tạp hơn, vì phải tính đến cả
tốc độ lắng trọng trờng của hạt.
1.1.3.3 Các quá trình bề mặt và thành phần sinh quyển
Trên phơng diện sinh học, các biến khí hậu, nh giáng thủy, nhiệt độ không khí

bề mặt và bức xạ mặt trời đến, đợc cho trớc nh là những tác động đối với các mô
hình hệ sinh thái đất. Hiện nay đang tồn tại rất nhiều mô hình hệ sinh thái khác nhau,
tùy thuộc vào các ứng dụng chuyên đề. Trong các mô hình đơn giản nhất, phạm vi sự
sống hay dạng sống đợc gán duy nhất bằng các giá trị cho trớc của các tham số khí
hậu. Trong các mô hình phức tạp hơn, động lực học rừng đợc mô tả bởi các quá trình
sinh trởng, phát triển và chết đi cũng nh những hiện tợng ngẫu nhiên (nh cháy
rừng). Các mô hình hệ sinh thái cũng mô tả năng suất thực vật, chu trình sinh địa hóa
của các chất dinh dỡng và động lực học thực vật đối với cả hệ sinh thái tự nhiên và
cây trồng nông nghiệp (Running và Coughlan, 1988 ; Parton và cộng sự, 1990;
Rosenzweig, 1990 [10]).
17
Thành phần thủy văn của các mô hình sinh thái hiện nay, là thành phần cơ bản để
xác định sự phát triển của thực vật qua chu trình nớc, thờng đợc tham số hóa rất tốt.
Một phơng pháp minh họa cho sự tham số hóa này là của Penman
Monteith
(Monteith 1963, 1964) [10, 15], trong đó ớc lợng bốc thoát hơi bề mặt ET đợc cho
bởi

(
)
()()
[]
acav
aaspSNv
rrrs
reec)DR(s
L
1
ET
++

+
+
= (1.1.30)
ở đây e
a
và e
s
là áp suất hơi nớc của không khí và áp suất hơi nớc bão hòa, r
a
và r
e
là
kháng trở lớp biên và kháng trở tán cây, s
v
là áp suất hơi nớc bão hòa tại nhiệt độ của
nhiệt biểu ớt, và là hằng số ẩm biểu, bằng c
p
p/L
w
, trong đó
w
là tỷ số trọng lợng
mole đối với nớc và không khí. Thực chất đây là công thức thực nghiệm liên hệ ET
với các biến khí hậu và thực vật và đã đợc chứng tỏ là tơng đối chính xác đối với
những tác động đợc lấy trung bình. Một vài công thức thực nghiệm có dạng nh
(1.1.30) cũng đã đợc phát triển trong nghiên cứu thành phần nớc. Trong các mô hình
sinh thái hiện nay, các biến khí hậu đợc xem nh là những tác động bên ngoài, nhận
đợc hoặc từ quan trắc hoặc từ sản phẩm kết xuất của các mô hình khí quyển.

Một vấn đề cơ bản có ảnh hởng tới sự kết hợp các mô hình khí quyển và sinh
quyển là các mô hình này tính chu trình thủy văn bằng các phơng pháp khác nhau.
Điều đó có thể dẫn đến những kết quả trái ngợc nhau giữa tác động khí hậu và sự
phản ứng lại của thực vật. Vấn đề này có thể đợc khắc phục nếu mô hình trao đổi bề
mặt đợc sử dụng nh giao diện thực giữa các mô hình, bằng cách mô hình trao đổi bề
mặt sẽ tính chu trình thủy văn bề mặt cho hệ sinh thái đã thích ứng với tác động khí
hậu cho trớc. Chu trình thủy văn này sẽ đợc chuyển cho mô hình hệ sinh thái, mà mô
hình này sẽ trả về các đặc tính của thực vật bề mặt cần cho mô hình trao đổi bề mặt để
tính các dòng trao đổi giữa khí quyển và bề mặt.
1.1.3.4 Các quá trình bề mặt và thành phần thủy văn lục địa
Mô hình hóa thủy văn chủ yếu tập trung vào sự di chuyển nớc trong lớp đất gần
bề mặt và các quá trình hình thành dòng chảy ở qui mô lu vực. Điều đó có nghĩa là
phải xác lập các mô hình dòng chảy mặt và sự chuyển động thẳng đứng của nớc trong
đất có khả năng tính đến các hiệu ứng của địa hình, đặc tính của đất và các tính chất
của mạng lới sông suối đến sự tạo thành dòng chảy. Các mô hình thủy văn bao gồm từ
những công thức thực nghiệm liên kết những biến thủy văn thích hợp (chẳng hạn dòng
chảy) với các tác động khí hậu thông qua các hàm thích ứng với lu vực, cho đến
những mô hình vật lý sử dụng lý thuyết tơng tự hoặc giải phơng trình chuyển động
đối với dòng nớc mặt và gần bề mặt bằng phơng pháp số.
Tơng tự nh trờng hợp lồng các mô hình trao đổi bề mặt và sinh quyển, việc
kết hợp mô hình trao đổi bề mặt và mô hình thủy văn cũng bộc lộ những mâu thuẫn có
thể xảy ra giữa các nguồn nớc mặt tính bằng hai loại mô hình này. Một phơng pháp
khả dĩ để kết hợp mô hình trao đổi bề mặt và các mô hình thủy văn là dùng mô hình
trao đổi bề mặt mô phỏng nguồn nớc của lớp đất dày vài mét trên cùng mà ở đó các
quá trình sinh học có liên quan (chẳng hạn tầng rễ) và sử dụng các mô hình thủy văn
chính xác hơn để mô phỏng sự tơng tác của lớp đất này với bể nớc trong lớp đất sâu