DSpace at VNU: Sơ đồ BATS và ứng dụng trong việc tính các dòng trao đổi năng lượng và nuwocs giữa bề mặt đất - khí quyển

TAP CHỈ KHOA HOC DHQGHN, KHTN & CN,

T.xx,

s ố 1, 2004

S ơ Đ ồ BATS VÀ ỨNG DỤNG TRONG VIỆC TÍNH CÁC DÒNG TRAO
Đ Ổ I N Ả N G L Ư Ợ N G V À N Ư Ớ C G IỬ A B Ể

m ặt

DAT - KHÍ QUYEN

P h a n V ă n T â n , N g u y ễ n H ư ớ n g Đ iề n , D ư Đ ứ c T iế n
Khoa K h í tượng - Thuỳ văn & H ải dương học
Trường Đại học Khoa học Tự N hiên, Đại học Quốc gia Hà N ội

1. Mở đ ầu
Trên qu an điểm vật lý, hệ thông khí h ậu bao gồm 5 t h à n h p h ầ n cơ b ản (5 hệ
con) là Khí quyển, T hủy quyển, Băng quyển, Sinh quyển và T hạc h quyển [1]. Trong
hệ thông khí hậu, bể m ặ t trái đ ấ t đóng vai trò p h â n bô' lại n ă n g lượng bức xạ m ặt
trời mà nó hấp t h ụ được. Bề m ặt hấp th ụ năn g lượng bức xạ m ặ t trời và t r ả lại cho
hệ thống khí h ậu các dòng p h á t xạ sóng dài và các dòng phi bức xạ. Các dòng năng
lượng phi bức xạ bao gồm ẩn nhiệt, hiển nhiệt, dòng n h iệt tr u y ề n xuồng lớp đấ t sâu,
năng lượng nhi ệt d à n h cho quá trìn h chuyển pha của nước và nhữn g p h ả n ứng sinh
hoá xảy ra tại bể m ặ t [1, 2].
Khả năn g p h â n bô lại n ă n g lượng của bề m ặt p h ụ thuộc vào loại bề m ật đệm
(land use) và t r ạ n g th ái th uỷ văn của nó. Đối với vùng đ ấ t khô và trống (không có
thực vật), năng lượng m ặ t trời chủ yếu d ùng để đốt nóng bề mặt. Khi đó các dòng
nhiệt rối (hiển nhiệt) và dòng nhiệt t ru yền xuống đ ấ t là lớn và h ầ u như không xảy
ra bốc hơi tại bê mặt. Ngược lại, đối với bê m ặt ướt (sau khi mưa, hoặc đất nông

nghiệp sau khi tưới), năng lượng h ầu như được sử d ụng cho quá t r ì n h bốc th o át hơi
của bê mặt. Trong trường hợp này dòng hiển nhiệt và dòng n h iệt t ruy ền xuống đất
sâu thường nhỏ hơn nhiều so với dòng ẩn nhiệt. Đôi vối bề m ặ t có thực v ậ t bao phủ
dày, nước trong lớp đ ấ t rễ được h ú t bởi rễ cây trong quá tr ìn h t h o á t hơi của thực
vật. Vì vậy, trong điều kiện m ặ t đ ấ t ít được cung cấp nước thì k hả n ă n g bốíc hơi của
bê m ặt vẫn lốn nếu trong đ ấ t có đủ lượng nước cùng các điều kiện thời tiết thích hợp
cho việq thoát hơi của thực vật. Với loại bề m ặt t h à n h phô, loại bề m ặt gần như
không thấm, sê h ạ n c h ế việc bốíc hơi của nước trong đất. Khi bị đốt nóng mạn h, vùng
nội t h à n h có điều k iện gần giông với vùng đ ấ t khô và trông [2, 3].
Sự tương tác giữa bề m ặ t t r á i đ ấ t và khí quyển diễn ra trong mọi quy mô
không gian và thời gian. Bề m ặ t t r á i đ ấ t bao gồm hai t h à n h p h ầ n ch ín h là lốp phủ
thực vật và lớp p h ủ thổ nhưỡng (đất). Bề m ặt chịu sự điều khiển (driving forces) của
khí quyển thông q ua sự tươrg- tác với lớp phủ thực vật. Lớp đất phía dưới đóng vai
trò tích trữ vật chất. Xét về độ lỏn của các dòng n h iệt phi bức xạ, thông lượng nhi ệt
truyền xuống các lốp đ ấ t sâu chiến; kho ảng 10% và năng lượng gi àn h cho các phả n
ứng sinh hoá chiếm dưới 1% lượng năng lượng do bề m ặ t hấp thụ. N h ư vậy, bề m ặt
sẽ đóng vai trò trực tiếp cung cấp n ă n g lượng cho khí quyển thông q u a các dòng ẩm
40


'

Sơ đổ B a ts và ứng d ụ n g trong viẻc tín h các dòn g trao đôi...

41

và n h i ệ t rối. Các dòng năn g lượng ẩn nhiệt, hiển n hiệt t ru y ền từ bề m ặ t liên quan
trực tiếp đến trạng th á i nh iệt ẩm và phâ n tần g của khí quyển. Bể m ặ t cung cấp
nhiệt, ẩ m cho khí quyển và góp p hần vào quá tr ìn h hì nh t h à n h , p h á t triển mây và
giáng thuỷ. Sự p h á t triể n của mây và giáng thuỷ lại q u a n hệ c h ặt chẽ với khả năng

t ruy ền bức xạ m ặt tròi trong khí quyển và gián tiếp liên quan tới các cơ chê động lực
khác đôi vối những chuyển động trong khí quyển từ quy mô vi mô, quy mô vừa cho
đến quy mô lớn.
Trong các mô hình mô phỏng khí quyển và hệ thông khí h ậ u hiện nay (gọi tắ t
là mô h ình khí hậu), bê m ặt đóng vai trò cung cấp điểu kiện biên dưới cho mô hình
khí quyển, bao gồm thông lượng ẩn nhiệt, hiển nhiệt và động lượng. Sơ đồ mô tả quá
tr ìn h tương tác giữa bề m ặ t và khí quyển được gọi là so’ đồ trao đổi n ăn g ỉượng giữa
đất, thực vật và khí quyển, viết t ắ t là SVAT (Soil-Vegetation- Atmosphere
Transfers). Các sơ đồ SVAT đã được p h á t triển r ấ t sớm, từ sơ đồ đ ấ t - t h u ỷ văn đơn
giản b a n đầu của Budyko (1963), Manabe (1969) đến các sơ đồ t á n lá lớn (big leaf)
phức tạ p hơn của Deardroff (1978) [2, 3, 4, 5], và chúng liên tục được nghiên cứu cải
tiến. G án đây hơn người t a thương sử d ụng hai sơ đồ là BATS (Biosphere
Atmosphere T ransfer Scheme) của Dickinson (1984) và SiB (Simple Biosphere) của
Sellers (1986). Hai sơ dồ này là những mô hì nh đầu tiên đưa vào h ầ u hết các quá
tr ìn h xảy ra tại bê m ặ t áp dụng cho mô hình khí hậu. Trong bài này, để khảo sá t vai
trò của bê m ặ t đôi vói các quá tr ìn h tương tác đ ấ t - khí quyển, ch úng tôi sẽ sử dụng
so’ đồ BATS. Sơ lược vê BATS sẽ được trình bày trong mục 2. Mục 3 tiếp theo sẽ dẫn
ra một số’ kết quả nghiên cứu ả nh hưởng của bê m ặ t đến các dòng nh iệt ẩm đi vào
khí quyển. Các loại bê m ặ t được khảo sát là nhữn g loại x u ấ t hiện k h á phổ biến ở
Việt Nam. Một sô" kế t lu ận sẽ được trình bày trong mục 4.
2. Sơ dồ tư ơ n g tác đ â t - k h í q u y ế n BATS
Chức năng chính của BATS là 1) Tính lượng bức xạ m ặ t trời hấp t h ụ bởi bề
m ặt và bức xạ sóng dài t h u ầ n , 2) Tính các dòng trao đổi động lượng, hiển nhiệt và
ẩm giữa bể m ặ t và các lớp khí quyển, 3) Xác định các t h à n h p h ầ n gió, độ ẩm và
n hiệt độ trong khí quyển, trong các t á n lá thực vật và tại mực q u a n trắc bê mặt, và
4) Tính giá trị n hiệt độ và lượng ẩm tại bề mặt. Mô tả chi tiết về BATS có th ể tìm
thấy, ch ẳn g hạn, trong [6]. Cấu trúc bề m ặt trong BATS gồm một lớp p h ủ thực vạt
và ba lớp đất. Bề m ặ t được chia làm 18 loại với các đặc tính vật lý tương ứng khác
nhau, n h ư màu đ ấ t (được chia t h à n h 8 lốp màu, từ đậm đến nhạt), kết cấu đ ấ t (được
chia t h à n h 12 cấp, từ r ấ t thô (cát) đến r ấ t mịn (sét)). Ngoài ra, h à m lượng ẩm của

đất, lượng nước mưa biến t h à n h dòng chảy và t r ạ n g thái bề m ặ t (có nùỏc hay tuyêt
phủ không) cũng sẽ được tín h đến [6 J.
2.1 A lbedo be m a t
Albedo đặc tr ư n g chp k h ả năn g phản xạ của bê m ặ t đôi vói bức xạ sóng ngắn
và p h á t xạ sóng dài. Albedo bổ m ặ t phụ thuộc vào bưóc sóng, góc thiên đỉnh m ặt tròi
và t r ạ n g thải bề m ặ t cũng n hư loại bề mặt. Đôì vối bề m ặt không có tuy ết phủ,
BATS t ín h albedo cho ba trường hợp là albedo của thực v ậ t đôi vối bức xạ m ặt tròi


P h a n V ă n T ả n , N g u y ễ n H ư ớ n g Đ iê n , D ư Đ ứ c T iế n

42

nhìn th ấy (^<0.7|im), và bức xạ gần hồng ngoại (A>0.7|im), và albedo của đất. Mặc
dù albedo của thực vậ t còn p h ụ thuộc vào nh iều n h â n tô' khá c, n h ư m àu lá chẳng
hạn, song do sô liệu h ạ n chế, BATS xem thực vậ t chỉ có m à u x a n h . Giá trị albedo đối
với các loại lớp p h ủ thực vật khác n h a u được cho trước. Albedo của đ ấ t trông ph ụ
thuộc vào m à u đ ấ t và độ ẩm đất. Nó t ă n g d ầ n theo độ kh ô của bề m ặ t đ ấ t và được
tính bởi Albg = ALBGO+Aocg(Ssw), trong đó ALBG0 là albedo đối với đ ấ t bão hòa nước; Ssw
là h à m lượng nưốc đ ấ t bề mặt; Aag(Ssw) = 0.01(1 l - 4 0 S sw/Zu) > 0, với Zu là độ dày lớp
đ ấ t t r ê n cùng.
Trong trường hợp bề m ặ t có t u y ế t phủ, albedo được xem là p h ụ thuộc vào phổ
bước sóng bức xạ, góc th iê n đỉnh m ặ t trời, độ dày tuyết, kích thưốc h ạ t tuyết, mức
độ bụi b ẩ n và tuổi của tuyết.
2.2 N h iệ t đ ộ đ ấ t
N hiệt độ đ ấ t là một tr on g n h ữ n g t h a m sô' q u a n t r ọ n g t r o n g các sơ đồ SVAT.
Trong BATS n h iệ t độ của các lớp đ ấ t được t ín h theo phươ n g p h á p tác động phục hồi
(force-restore). N h iệt độ lớp đ ấ t bề m ặ t Tgl được tính từ p hư ơ ng t r ì n h vi p h â n sau:
ể

ỔTI

CAt — iL + 2A T . = B
di
8

(1 )

trong đó A=0.5vdAt; B = BC0EFh s + v dAt.Tg2; c =(1+FCT1), với vd=27ĩ/86400 là t ầ n số dao
động ngày, h s là tác động n h iệt t h u ầ n bề m ặ t đất, At là bước thòi gian (s), Tg2 là
n h iệt độ lớp đất dưới bề mặt, B C0 EF= fsNowBcoEFS ■*“ (1
d iện tích bị tu y ế t p h ủ , B

s=

,

b C0EFB =

Fsnow)Bcoefb> fsNow là phân

v<|A*Pdb

( c h ỉ s ố “s ” v à “b ” c ạ n h d ấ u

(psO sksn
(PsCs)bksb
ngoặc đơn ở m ẫu sô' của hai biểu thức tương ứng chỉ t u y ế t và đất), Dds và Ddb tương
ứng là độ sâu thâm nhập ngày đối vói tu yết và đất, Ps và cs tương ứng là mật độ và
n hiệt d ung riêng của t ầ n g đ ấ t dưới, k sn, k sb là hệ sô" k h u ế c h t á n n h i ệ t của tu yết và

đ ấ t đôi với dao động ngà y của n h i ệ t độ.
Khi t r ê n m ặ t đ ấ t có tuyết, nếu tu y ế t t a n sẽ làm giảm n h i ệ t độ t ầ n g đ ấ t m ặt và
làm t ă n g một p h ầ n dòng chảy mặt. Tốc độ tu y ế t t a n được t í n h bởi:
[b + (C - A - B ')T gl - (C + A - B ').27 3. ự>]

s

= ----------------------- ——--------------------------------

LfBC0EF

VW

ở đây, Lf là ẩn n h i ệ t nóng chảy; B’ là đạo h à m của B theo n h i ệ t độ.
N hiệt độ lớp đ ấ t dưới bề m ặ t T g2 được xác định t h e o sóng n h i ệ t độ trong năm
tín h bằng phương p h á p tác động phục hồi tương ứng vối n h i ệ t độ ở độ sâ u khoảng
l m [3, 8] từ phương trình:
/

V

Ơ T

2

D

(l + FCT2 ) A t - ^ - + 2 A 2 T g 2 = c 4 v „A tT 3 +- 5 ^

3

^

(3)


Sơ đồ B a ts và ứ ng d ụ n g tr o n g viêc tín h các dòng trao đôi..

43

với va=vd/365 là t ầ n sô" dao động năm, c4 là hệ sô" k ế t nối đối với đ ấ t chưa tín h đến
sóng n ă m của n h i ệ t độ (hiện t ạ i c4 = 0 , ngoại t r ừ n h ữ n g v ùng đóng bă n g vĩnh cửu thì
(

D 'ì

c4= l), Tq=271, a , = Ca + —- 0 5v At, Dt và Dd tương ứng là đô sâu thâm nhâp năm và
ná
a
V

( y /2
ngày. Nếu không có t u y ế t thì D = -ẾDd, trong trường hợp bề m ặ t bị tu y ết phủ
K J

thì cả Da và Dd đều được lấy t r u n g bình trọng số theo độ dày tuyết.
2.3

Đ ô ấ m đ ấ t và lớ p p h ủ tu y ế t tro n g đ iê u k iê n k h ô n g có lớp p h ủ th ư c v ậ t

Để đ ịnh rõ độ ẩ m đ ấ t - lốp p h ủ tuyết, bề m ặ t t r á i đ ấ t được chia th àn h : 1)
Nh ữn g v ù n g đại dư ơng (có và không có bâng biển bao phủ) và 2) N h ữ n g vùng lục địa
(có và không có t u y ế t phủ). Đối với n h ữ n g vùng đại dương không có băn g biển bao
phủ, n h iệt độ bề m ặ t T gl được quy định bởi sô' liệu q u a n trắc từ một mô h ình chuẩn.
Đôi vối n h ữ n g v ù n g kh á c việc tín h Tgl p h ụ thuộc vào điều kiện h iện tại của lớp phủ
tuyết, độ ẩm đất, d ạ n g bề m ặ t và n h iệt độ lớp khí qu yển đ ầ u tiên.
a) G iáng th ủ y (m ư a và tu yế t rơi)
Mưa và sự giải p h ó n g ẩ n nh iệt (Qc) trong mỗi lớp khí quyển p h ụ thuộc h ế t sức
phức tạp vào độ ẩ m của lớp và giáng th ủ y từ các lớp bên trên. Tốc độ giáng th ủ y tại
m ặ t đất (P) n h ậ n được ríhư là tổng giáng th ủ y t h u ầ n từ mỗi lớp. Giáng th ủ y được
giả th iế t là t u y ế t rơi P s nếu n h i ệ t độ lớp khí quyển t h ấ p n h ấ t T ị < T c, hoặc mưa rơi
P r nếu Tị > Tc, t r o n g đó T c= T m+2.2, T m= 273.16, tức là
p8 = p, pr = 0

nếu Ti < Tc

P s = 0, P r = p

nếu T ! > T c

b) N g u ồ n ả m của đ ã t
Nguồn ẩm tới bề m ặ t hoặc sẽ t h ấ m vào đ ấ t hoặc sẽ chu y ển t h à n h dòng chảy
mặt. Đối với nước, đ ấ t được chia làm 3 lớp, lớp t r ê n cùng ch ín h là m ặ t p h â n cách đ ấ t
- khí quyển, các lớp dưối t h ấ p hơn tă n g d ần theo độ sâu. Các đại lượng biểu diễn
nguồn ẩ m trong đ ấ t được xét ở đây gồm: Ssw là nưóc tro n g lớp đ ấ t bề m ặ t (lớp đấ t
t r ê n cùng) có độ d à y Zu (O.lm) (giá trị cực đại là Sswmax); Srw là nước tr o n g t ầ n g rễ có
độ sâu Zr (giá trị cực đạ i là Srwmax); s tw là tổng lượng nước tr on g đ ấ t cho đến độ sâu
z t (cực đại b ằn g s twmax). c ả Ssw, Srw và Stw đều n h ậ n được từ cùng một nguồn nước
mưa P r và đều bị m ấ t đi do bốc hơi F q và dòng chảy m ặ t R s vì t ấ t cả các quá t r ìn h
nà y đều xảy ra t ạ i lớp đ ấ t bề mặt. Dòng giữa các lớp đ ấ t tác động đên các nguồn ẩm

khác n h a u là khác n h a u . T r o n g điều kiện không có lớp p h ủ thực vật, phương trìn h
bảo toàn đối với các t h à n h p h ầ n này có dạng:
ỔS' " ' = G - R s+ y wl

(4)

at

ỠSnv = r
ổt

R +v

+ Yw2

(5)


44

P h a n V ă n T â n , N g u y ễ n H ư ớ n g Đ iền , D ư Đ ứ c T iế n

^

=G -R s-R g

(6)

trong đó G = P r + Sm - Fq = lượng nước t h u ầ n áp d ụ n g cho bề mặt; R s = dòng chảy
mặt; Rg = nước t h ấ m xuống các lóp đ ấ t phía dưới và bể nưốc ngầm; P r = mưa; Sm =

tu yết tan; ywl = nước trao đổi do khuếch t á n từ t ầ n g rễ vào t ầ n g mặt; yw2 = nước trao
đổi do khuếch t á n t ừ toàn bộ cột đ ấ t vào t ầ n g rễ; và F q = bốc hơi. Nếu F q âm có nghĩa
là sương hình th àn h .
c) Nước rò rỉ và th ấ m xuống b ể nước ngầm
Mỗi một loại đ ấ t đều có n hữ ng tín h c h ất n h ấ t định và chủ yếu p h ụ thuộc vào
cấu trúc của đất. Trong các sơ đồ t h a m sô" hóa đ ấ t hiện nay người ta th ường giả thiế t
rằng các tính chất này không đổi theo độ sâu và được đặc trưng bởi các tham số sau:
Độ rỗng p O R S L ’ là đại lượng mà khi đ ấ t bão hòa nưốc thì 1 m 3 đ ấ t chứa
m3 nước
-

P o r s l

- Độ h ú t nưốc của đ ấ t (ị)
- Độ dẫn nước của đ ấ t Kw
d) S ự bốc hơi
Sô' h ạ n g bốc hơi F q và sự trao đổi nước giữa các lớp đ ấ t t r ê n và dưới khó có thể
t h a m sô" hóa một cách đầy đủ. Hiện nay người ta biểu diễn c h ú n g dựa t r ê n sức chứa
khả n ă n g và sự làm khô do biến động ngày đêm của bốc hơi tiềm n ă n g tại bề mặt:
F q = Min{Fqp, F qm}

(7)

trong đó F qp là bốc hơi tiềm n ă n g và F qm là thông lượng ẩm cực đại đi qua bề m ặ t ướt
mà đ ấ t có thể duy trì được.
e) D òng chảy m ặ t
Trong thời kỳ m ưa n hiều hoặc tuyết t a n và độ ẩm đ ấ t cao, h ầ u h ế t nước rơi
đến bề m ặ t không xuyên xuống được bể nước ng ầ m mà lập tức biến t h à n h dòng chảy
m ặt đổ về sông, suối. Dòng chảy m ặ t ph ụ thuộc vào thông lượng nước t h u ầ n (giáng
thu ỷ tr ừ bốc hơi) tại bề mặt, độ ẩm đ ấ t và nh iệt độ bề m ặ t đất. Tốc độ dòng chảy

m ặt được biểu diễn nh ư là h à m của tốc độ giáng t h u ỷ và mức độ bão hoà của đất.
Tuỳ thuộc vào n hiệt độ bề m ặ t đ ấ t T gl ta có:
Pw
Rs =

\4
Tgl > 0°c
( 8)

V r vvsat /

Pw

Tg, < 0°c,

V ^ vvsat J

trong đó: pwsat là m ậ t độ đ ấ t bão hòa; pw = pwsat(s1+s2)/2 ; Si = Srw/Srwmax; s2 =
G '/ckJswmax*
Ưsw
Khi G<0 thì Rs=0. Nếu n h i ệ t độ lớp gần bề m ặ t t h ấ p hơn điểm b ă n g thì dòng
chảy m ặt t ă n g lên.


45

Sơ đồ B a ts và ứng d u n g trong vỉêc tín h các dòng trao đôi...
f) Lớp p h ủ tuyết

Mô hình chi tiết n h ấ t về cân bằng năng lượng tuyết và các quá trìn h tan băng

tuyết đã được Anderson để xu ất [6]. Ông đã mô hình hóa một cách tỉ mỉ sự truyền
nước và năng lượng và sự biến đổi m ật độ trong toàn cột tuyết. Ngược lại, ở đây chỉ
mô hình hóa các quá t r ì n h tuyết bề mặt, không p h â n biệt một cách rõ rà n g giữa
t uy ết trong lớp đ ấ t dưối bề m ậ t và nhiệt độ đất, tức là về nguyên tắc xem T g2 như
nhiệt độ tuyết trong lớp đất dưới bê mặt sau khi đã tích lũy được vài cm nước lỏng
tương đương tuyết. Nước tr ê n bề m ặt tuyết được đưa trực tiếp xuống đất, trong khi
nước mưa hoặc nước do tuy ết t a n thì xem là ngấm qua tu y ết hoặc đóng băng trở lại.
Sự tan tuyết ở đáy của lốp tuyết được bỏ qua.
Nếu đa n g có mưa tuyết hoặc có lớp phủ tuyết, trưốc hết phải kiểm tra xem
nh iệt độ Tg có bằng 0 hay không, nếu Tg = 0 thì tín h tóc độ tuyết ta n trước khi tính
nh iệt độ bề mặt. Lớp p h ủ tuyết được cập n h ậ t từ phương trình:
(9)
Trong đó Scv là lượng tuyết phủ được đo bằng lượng nước lỏng; Pg là tốc độ mưa
tuyết; Fq bằng tốc độ t h ă n g hoa.
2.4 Hệ sô cản và các dòng trên đ ấ t trông
Hệ sô' cản trên đ ấ t là đại lượng r ấ t biến đổi. Do đó trong BATS hệ sô' cản CD
được tính n h ư là h à m của CDN, là hệ số’ cản trong điều kiện phiếm định, và sô"
Richardson tổ hợp cho bề m ặt RiB:
(10a)
(10b)

Trong đó: Va2 =

+ v [ + u ^ ; T gl là nhiệt độ bề m ặt đ ấ t (hoặc tuyết, băng), Ta,

lượt l à n h i ệ t độ k h ô n g k h í n h â n với ( p s/ p i ) k v à các t h à n h p h ầ n g i ó t ạ i độ
cao của mực t h ấ p n h ấ t của mô hình khí quyển Zị'9 g là gia tốc trọng trường; Ps và Pj
tương ứng là áp s u ấ t không khí tại bê m ặt và tại mực t h ấ p n h ấ t của mô hình; k là
h ằng sô Karm an; và
U|, Vj l ầ n

o .lm /s,

uc =

1.0m/s,

Khi đó hệ thức để tín h hệ số cản sẽ là

( 11)


46

P h a n V ă n T ả n , N g u y ễ n H ư ớ n g Đ iên, D ư Đ ức T iế n

Hệ sô" cản ph iếm đị nh CDN n h ậ n được từ lý t h u y ế t lớp biên xáo tr ộ n và được
xác định bởi
(13)

C dn

ln (z| / z 0)

ở đây k = 0.4 và z0 là độ gồ ghề.
Các dòng hiển nhiệt, ẩn n h iệt tr ê n các bề m ặ t nước, băng, tu y ết hoặc đất trông
n h ậ n được khi sử d ụ n g hệ số cản động lượng đã định nghĩa ở t r ê n qua hệ thức sau:
Fs = PaCpCDVa(Tgl- T a)

(14)

trong đó pa là m ậ t độ k hông khí bề mặt, CD là hệ sô' cản khí động học đối với nhiệt,
Cp là n hiệt dung riêng của không khí và Va là tốc độ gió. Tương tự, dòng ẩm từ bề
m ặt vào khí quyển đượ c cho bởi:
F q = paCDVafg(qg- q a)

(15)

trong đó qg là độ ẩ m r iêng bão hoà tại n h iệ t độ bề m ặ t (m ặt đất, tu yết, băng hoặc
nước); qa là độ ẩm riêng tại mực t h ấ p n h ấ t của mô hình; fg là đại lượng đậc t r ư n g
cho trạng thái ẩm, nh ận giá trị bằng 1, trừ trường hợp đối vói quá trình khuếch tán
(các bề m ậ t bị h ạ n chế) khi đó fg được xác định b ằ n g tỷ sô" giữa bốc hơi thự c tế và bốíc
hơi k hả n ă n g của đất: fg = Fg/Fqp.
2.5 C ác d ò n g n ă n g lư ợ n g tr o n g tr ư ờ n g hợ p bê m ặ t có lớp p h ủ th ự c v ậ t
Khi có lớp p h ủ thực vật, BATS xem xét tách biệt các phương t r ì n h năn g lượng
đôi với đ ấ t và các k h á n g trở t r u y ề n n ă n g lượng từ p hía t r ê n t á n cây đ ến không khí
trong tá n cây và từ không khí tr on g t á n cây đến các bê m ặ t lá và có c h ú ý đến t ừ n g
b ộ p h ậ n ướt của t á n cây.
a) T h a m s ố hóa các biến của lá cây
Hai đặc t r ư n g q u a n tr ọn g của thực v ậ t là chỉ số diện tích lá (LAI) và chỉ sô' diện
tích t h â n (SAI). LAI liên q u a n đến q uá t r ì n h t h o á t hơi nưóc từ thực vật. SAI là không
đổi đối với mỗi loại đất, tr on g khi LAI lại biến động theo mùa. Tổng c ủ a chúng được
ký hiệu bởi LSA1: Lsai = LAI + SAI. Để tín h đến sự bốc hơi từ gác cành cây và lá bị ướt
người ta đưa vào đ ịn h n gh ĩa tỷ lệ diện tích của lá bị ướt (bị p h ủ nước) n h ư sau:
Lw - ^

' 2/3

V ^D M A X

(16)

)

trong đó Wdew là tổng lượng nưốc bị c h ặn giữ bởi t á n cây và W DMAX là lượng nước cực
đại mà t á n cây có t h ể c h ặ n giữ. Biểu thức tương tự cũng được sử d ụ n g cho t h â n cây.
Khi đó p h ầ n bề m ặ t lá t h o á t hơi tự do được xác đị nh bởi:
Ld = ( l . 0 - L w ) i^ L
L SA1

(17)


Sơ đồ B a ts và ứ n g d ụ n g tro n g việc tín h các d ò n g trao đôi..

47

Tốc độ gió bên tr on g lớp lá được tính theo công thức:
(18)
b)

S ự tích lũ y g iá n g th ủ y và sương bị chặn g iữ của thực vật

Khi có m ư a bề m ặ t thực v ậ t bị p h ủ một lớp nước mỏng trước khi nhỏ giọt và
chảy theo t h â n cây xuống đất. Lượng nước này sau đó có th ể tái bốc hơi vào không
khí đồng thời t r ê n các bề m ặ t lá ướt quá t r ì n h t h o á t hơi bị ngừng lại. Tương tự, sự
hình t h à n h sương vào b a n đêm có thể giữ m á t cho lá cây vào buổi sán g và th o át hơi
từ lá ngừn g lại. Nói chu n g sự tái bốíc hơi của nước m ưa bị chặn giữ bởi thực vật
chiếm k h o ả n g 10-50% lượng nước mưa, ph ụ .thuộc chủ yếu vào cường độ mưa. Sự
ngừng t h o á t hơi do các lá bị ướt hãy còn ít được nghiên cứu, n h ư n g có t h ể đóng vai

trò đ án g kể. Giáng th ủ y tu y ết cũng bị lá cây c h ặn giữ và sự h ìn h t h à n h sương giá
trên lá cây nói c h u n g thường xảy ra. Nhưng ở mức độ nào đó chú n g kém q u a n trọng
hơn vì sự bôc t h o á t hơi nhỏ hơn ở nh iệt độ t h ấ p hơn. Vì thế, sẽ có lý khi giả thiêt
rằn g thực v ậ t tích lũy nước th ể r ắ n giông n h ư th ể lỏng. Giả th iế t r ằ n g lượng nước
tích lũy cực đại b ằ n g 0.0001m X LSAI. Lượng nước được tích lũy t r ê n một đơn vị diện
tích bề m ặ t đ ấ t được tín h từ lượng giáng t h ủ y đến và hiệu giữa t h o á t hơi và thông
lượng nưốc đến bề m ặ t thực vật:
dw dl
^

ôt

(19)

= ơ f P - E f - E tr

trong đó W tlew là lượng nước tổng cộng được lưu giữ bởi t á n cây t r ê n một đơn vị diện
tích đất; p - g ián g thủy; ơf - độ p h ủ của lá cây; E f - thôn g lượng nước đến t á n lá cây
trên một đơn vị diện tích đất; E tr là lượng t h o á t hơi.
Nếu Wdew > WDMAX = 0.000l m X ơfLSAI thì Wdew được đ ặ t bằng WDMAX và lượng ẩm
dư thừa trên lá cây được cộng vào lượng giáng t hủ y (nước hoặc tuyết) rơi đến đất.
c) Các d ò n g từ tán lá
Trước h ế t xét sự bốc hơi từ lá ướt, còn dòng nước từ t á n lá khô (không bị p h ủ
nước) được xét tương tự n h ư n g cần xét t h ê m k h á n g trở k h í khổng. Lượng bôc hơi
t r ê n một đơn vị diện tích t á n lá ướt (cả lá và c àn h cây) được xác đị nh bởi:
( 20 )

trong đó q^AT là độ ẩ m riêng bão hòa ở n h iệt độ của t á n lá T f; qaf là độ ẩm riêng của
không khí bên t r o n g t á n cây; r la là k h á n g trở khí động học đôi vối dòng n h i ệ t và ẩm
của các p h â n tử lá lốp biên t r ê n một đơn vị h ì n h chiếu diện tích lá.

Tương tự, dòng n h i ệ t từ t á n lá H f được tín h bởi:
H f - ơ fLSAỊrỊa paCp(Tf

Taf)

(2 1 )

Dòng ẩm t ừ bê m ặ t p h ầ n t á n cây bị ướt Ef được xác đ ịn h bởi:
Ef = r NE ^ ET

(22)


P h a n V ă n T ả n , N g u y ễ n H ư ớ n g Đ iên, D ư Đ ứ c T iế n

48

tro n g đó

N = 1- ô(e Wf E T

(23)

.0 - L.„ - L
v r ia + r s y

với r s là k h á n g trở khí khổng; L và L d xác đ ịn h từ (16) và (17); ỗ là h à m bậc thang,
n h ậ n giá trị b ằ n g 1 khi đối sô" dương và b ằ n g 0 khi đối sô" âm.
Sự t h o á t hơi chỉ xảy ra t rê n n h ữ n g bề m ặ t lá khô và được xác đị nh bởi:
E fWET

r,„
4- r„
l a ^ ễs

(24)

y

ở đây ta đã bỏ qua sự khác biệt nhỏ giữa n h iệt độ lá khô và lá ướt cũng như một số
yếu t ó b ấ t đồng n h ấ t khác.

d) K h á n g trở k h í khổng
Kháng trở khí kh ổng ở đây được hiểu là sức chông chịu cơ học tổng cộng chông
lại sự khuếch t á n từ trong ra ngoài của lá. T h à n h p h ầ n này đôi khi còn được xem là
k h á n g trỏ lá để p h â n biệt với k h á n g trở chỉ do khí khổng của lá. Hơi nước b ê n trong
lá được duy trì ở giá trị bão hòa hoặc gần bão hòa. K h á n g trở t h u ầ n r s đối với nước
th o át từ trong ra ngoài lá p h ụ thuộc m ạ n h vào kích thước, sự p h â n bô" và mức độ mở
của khí khổng. Tuy nhiên, sự kh uếch t á n nước cũng có th ể xảy r a qua biểu bì lá, đó
là đường t h o á t hơi nước chủ yếu khi khí khổng bị đóng lại. K h á n g trở k h í khổng
được xác định bởi:
r s = r sminx RfX S fx M f x V f

(2 5 )

trong đó r smin là giá trị cực tiểu của k h á n g trở khí khổng; M f, Rf, s f và Vf tương ứng
là các n h â n tcí đặc t r ư n g cho sự p h ụ thuộc của k h á n g trở khí khổng vào độ ẩm đất,
bức xạ m ặ t trời, n h i ệ t độ và độ h ụ t bão hòa hơi nước.
e) K h á n g trở rễ
Tốc độ thoát hơi tính theo phương trình (24) cần phải phù hợp với tốc độ thoát
hơi cực đại mà thực v ậ t có th ể duy trì được. N ếu E tr t í n h được vượt quá tô'c độ th oát

hơi cực đại E trmx thì r s được xác định lại sao cho E tr= E trmx. Sự h ú t nưốc của thực vật
trong mỗi lớp đ ấ t bị h ạ n c h ế bởi hiệu giữa t h ế n ă n g của đ ấ t và lá chia cho k h á n g trở
hữu hiệu, hay còn gọi là k h á n g trở rễ. K h á n g trở h ữ u hiệu này p h ụ thuộc vào tổng
độ dài của rễ t r ê n một đơn vị diện tích và k h á n g trở nội của cây t r ê n một đơn vị độ
dài rễ.

f) Cân băng n ă n g lượng của tán thực vậ t và đ ấ t
Không khí bên tr on g t á n cây có n h iệ t d un g không đ á n g kể và do đó dòng n h iệt
từ tá n lá H f và t ừ đ ấ t H g cần p h ả i được cân b ằ n g bởi dòng n h i ệ t đi vào kh í quyển Ha:
Ha = Hf + Hg

(26)

ở đây, dòng n h i ệ t đi vào kh í quyển được t ín h bởi:
H a - Paơ fCpCDV a(Taf- Ta)

(27)


Sơ đồ B a ts và ủ n g d u n g tro n g việc tín h các dò n g trao đôi..

49

Dòng n h i ệ t từ đ ấ t dưối t á n cây được giả t h i ế t bằng:
Hg = PaCp(CS0ILCơf u af) (Tgl - T af)

(28)

Trong các công thức (27) và (28), pa là mật độkhông khí bề mặt; Csoilc là hệ sô"
truyền giữa không khí trong tá n cây và đất phía dưới, được giả thiết bằng 0.004; Taf là

nhiệt độ bên trong tán lá. Từ các phương trình (26)-(28) có thể tính được nhiệt độ Taf:
T af = (cATa+cFTf+cGT gl)/ (cA+cF+cG)

(29)

trong đó CA = ơ fCDVa; CF = ơfLsAI rj“l ; CG = CSoiLc<*fUaf. Tương tự, không khí trong tán
cây được giả t h iế t là không có khả năng tích lũy hơi nưộc sao cho dòng nước từ
không khí tr o n g t á n cây E a cân b ằ n g với dòng t ừ t á n lá E f và từ đ ấ t E g:

E a = Ef + E g

(30)

Ea = pacA(*qaf - q«)

(31)

Eg = PaCcfgfag.s - q af)

(3 2 )

trong đó q g s là nồng độ hơi nước trong đ ấ t bão hòa; fg là n h â n t ố xác định t r ạ n g thái
ẩm, được đ ịn h n gh ĩa b ằ n g tỷ sô' giữa bốc hơi thực t ế và bốc hơi tiề m n ă n g của đất; qaf
là độ ẩm riêng của không khí bên trong t á n lá. Giải các phương t r ì n h (30)-(32) ta
n h ậ n được qaf.
g) N h iệ t độ lá
Phương t r ì n h cân b ằ n g cuối cùng để n h ậ n được sự t h o á t hơi từ thực vật là
phương t r ì n h bảo t o à n n ă n g lượng của tá n lá:
R n(Tf) = LEf(Tf) + Hf(Tf)

(33)

trong đó R n là bức xạ t h u ầ n mà t á n lá hấp t h ụ được. Giải phương t r ì n h này t a n h ậ n
được n h i ệ t độ t á n lá Tf.
h) Các dòng n ă n g lượ ng từ đ ấ t không có lớp p h ủ thực vật
Các dòng h iển n h iệt F BARE và ẩn nhiệt Q bare từ đất không bị thực vật bao phủ
được cho bởi:
F B A R E

=

WG(Tgl -

T

s)

Q bare = WG(qg - qs)
WG = CD(l-ơ f){ (l-ơ f)V a Hh ơf[XBU af + (1 -X B)VJ}

(34)
(35)
(36)

XB = Min {1, R ough)

2.6

Đ ộ ẩ m đ ấ t k h i có lớp p h ủ th ự c v ậ t

Trong tr ườ n g hợp có thực vật, các phương t r ì n h xác đ ị n h n guồn ẩm đ ấ t và ỉớp
t u y ế t p h ủ (4)-(6) và (9) trở th à n h :
^ 2 L = PrỢ - ơ f ) - R , -Yw, -[3 E tr - F q + s m + D W

Ỡt

(37)


50

P h a n V ă n T â n , N g u y ễ n H ư ớ n g Đ iên, D ư Đ ứ c T iế n
ỡs

^

ơt

ÔS

^

= Pr( l - ơ f ) - R s - y w2- E t r + Sm + Dw

(38)

= Pr( l - a f ) - R w - E l r- F q + S m + D w

(39)

ơt

^ - = P r( l - ơ f) - F q - S m + Ds

(4 0 )

trong đó p là p h ầ n t h o á t hơi từ lớp đ ấ t t r ê n cùng; Dw là tốc độ rơi từ lá của lượng
nước vượt quá k h ả n ă n g lưu giữ (của lá) t r ê n một đơn vị diện tích đất; Dstương tự
như Dw n h ư n g đối với tuyết; và Rw = Rs+Rg là dòng chảy m ặ t tổng cộng.
3. V ai tr ò c ủ a b ề m ặ t đ ô i vớ i c á c d ò n g n ă n g lượng n h i ệ t ẩ m
N h ằ m đ á n h giá ả n h hưởng của các loại bê m ặ t đến các dòng n h iệ t ẩ m trong
mô hình khí h ậ u ch ú n g tôi sử d ụng sơ đồ BATS mô tả t r ê n đây cho một sô" loại bề
m ặt điển hì nh ở Việt N am, bao gồm đ ấ t nông nghiệp (crop - Sl), cây lá n h ọ n thường
xanh (evergreen need le lea f tree -

S2), cây lá rộng thường xanh (evergreen

b ro ad leaf tree - S3) và cỏ tốt (tall g rass - S4). Một sô' đặc tín h của các loại bề m ặ t
này được d ẫ n ra tr o n g bả n g 1.
B ả n g 1. Đặc trưng của một sô" loại bề m ặt điển hình [3]
Ký hiệu loại bề m ặ t

SI

S2

S3

S4

Độ che p h ủ cực đại - ơ f max

0.85

0.80

0.90

0.80

Hiệu giữa độ che p h ủ cực đại và độ che p h ủ ở n h iệt
độ 269K

0.6

0.1

0.5

0.3

Độ gồ ghề (m)

0.06

1.0

2.0

0.1

Độ sâu lớp đ ấ t có rễ - Zr (m)

1.0

1.5

1.5

1.0

Độ sâu lớp đ ấ t t r ê n cùng - z„ (m)

0.1

0.1

0.1

10

10

9.0

18.0

10
0.0

Albedo của thực v ậ t đôi với bước sóng Ầ<0.7|im

0.1
10
0.0
0.1

0.05

0.04

0.08

Albedo của thực v ậ t đối với bước sóng Ầ>0.7|im

0.30

0.23

0.30

Kháng trở khí k hổng nhỏ n h ấ t (s/m)

120

200

0.20
150

LAI lớn n h ấ t

6

6

6

6

LAI nhỏ n h ấ t

0.5

5.0

5.0

0.5

Chỉ số diện tích t h â n (và cây bị chết)

0.5

2.0

2.0

2.0

Nghịch đảo căn bậc hai của kích thước lá (m~1/2)

10

5

5

5

Loại đ ấ t tương ứng với loại bề m ặ t

6

6

8

6

Màu đ ấ t tương ứng với loại đ ấ t

5

4

4

4

Độ dày cột đất tổng cộng - z t (m)
Độ cao dịch ch uyển (m)

200


51

Sơ đổ B a ts và ứ ng d ụ n g tron g việc tín h các dòn g trao dôi..

Thông thường, với mục đích khảo sá t độ nhạy của SVAT người ta chạy tính
độc lập ( sta n d -a lo n e , offline simulation) các sở đồ này với nhữn g tập số liệu giả định
cho trước là các t h a m sô' mô tả tác động từ khí quyển (atmospheric forcing). Số liệu
giả định này được dùng làm đầu vào cho sơ đồ bề mặt, bao gồm nhiệt độ, độ ẩm
không khí, bức xạ, giáng thủy,... Khi chạy kết hợp với các mô hình khí hậu giá trị
các biến này nói chung là kết quả tính tại mực t h ấ p n h ấ t của mô hình khí quyển
(Atmospheric Model - AM) [7, 8]. Tuy nhiên, khi các tác động từ khí quyển chỉ được
coi là th a m sô, chứ không phải là biến , thì các thông lượng bể m ặ t kêt x u ấ t từ SVAT
sẽ không ý nghĩa tác động tới khí quyển, và do đó các quá t r ì n h hồi tiếp (feedback)
giữa đất và khí quyển sè không được đê cập tói [7]. Mặc dù vậy, trong ph ạ m vi bài
này, chún g tôi sử dụng sơ đồ BATS ỏ chê độ chạy tính độc lập. Các th a m số đầu vào
cho BATS sử dụng ở đây được dẫn ra trong b ản g 2, trong đó ứng với bốn loại bề mặt
được chọn t r ê n đây, chúng tôi tiến hành n ă m trường hợp thử nghiệm, ký hiệu là

T H I, TH2, TH3a, TH3b và TH4. Các trường hợp th ử nghiệm TH2, TH3a, TH3b và
TH4 được xem như những trường hợp khảo s á t độ nhạy của các t h a m số đầu vào so
với T H l bằn g cách t h a y đổi tốc độ giáng thủy, dộ che p h ủ của lá,
Các tham sô giả định của bức xạ mặt tròi và nhiệt độ khí quyển được giả thiêt

đơn giản là biến thiên theo dạng h à m sin với giá trị cực đại đ ạ t vào lúc 12 giờ trưa
hàng ngày. Trị sô" bức xạ cực đại, nhiệt dộ không khí t r u n g bình và biên độ dao động
nh iệt ngày tương ứng được chọn đồng n h ấ t bằng 800

w/m2, 27°c

và

3°c.

Thời gian

tích phân là 30 ngày (tương đương 1 tháng) với bước tích phân bằng 1800s (30 phút).
Trong bảng 2, tầ n s u ấ t giáng th ủy là kh oả ng thòi gian giữa hai lần có giáng
thủy.

Riêng đôi với TH4, trong suốt thời gian tích p h â n giáng th ủy chỉ xảy ra một

lán. Mỗi lần có giáng thủy, thời gian kéo dài của đợt giáng t h ủ y bằng một bước thời
gian tích phân. Điều đó cũng có nghía tần s u ấ t giáng th ủy là khoảng thời gian giữa
hai lần bề m ặt được cung cấp một lượng giáng thủ y b ằn g tích của tốc độ giáng thủy
và một bước thòi gian tích phân.
B ả n g 2. T h a m sô" đầu vào cho các trường hợp th ử nghiệm
Các trường hợp
thử nghiệm

Giáng thủy

Mức độ
phủ thực

vật (ơf)

q
urw
0.3Zr

St.
0.3Z,

ơ f.iunx

5 X 10"3 ms"1

Q■SW
0.3Z„
0.3Z„

0.3Zr

0.3Zt

ơ r.ma«

5h

10”3 ms”1

0.3Z„

0.3Zr

0.3Zt

0-8 X

5h
Xảy ra vào
ngày thứ 3

10‘3 ms"1

0.3Z„

0.3Zr

0.3Z,

0-5 Xơf mox

10"3 ms"1

0.2Z„

0.2Zr

0.2Z,

Tần suất

Tốc độ

Trường hợp 1 (THl)

5h

10” ' ms"1

Trường hợp 2 (TH2)

511

Trường hợp 3a (TH3a)
Trường hợp 3b (TH3b)
Trường hợp 4 (TH4)

Độ ẩm ban đầu
trong các lớp đất (mm)

ơ f m;,x


P h a n Vàn T ả n , N guyễn H ướng Điên, D ư Đức Tiến

52

3.1 Ả nh hưởng của các loai bê m ậ t đến các dòn g trao đôi n h iệ t ảm
Đặc trưn g điển hình cho các loại bề m ặ t trước hết là độ che phủ thực vặt của
chúng. Độ che p h ủ thực vật ở đây được xác định bằng tích của tổng chỉ số diện tích
lá (LAI) và t h â n (SAI) với mức độ che phủ (LSAIx a f). Ngoài ra, Ịnỗi loại bề mặt còn
được đặc tr ưn g bởi nhi ều tính chất khác (bảng 1). Từ bảng 3 có thê n h ậ n th ấy , về trị

tuyệt đối, các dòng hiển nh iệt và ẩn nhiệt gần n hư tỷ lệ với độ che phủ thực vặt của
từng loại bề mặt. Bề m ặ t có độ che ph ủ lớn thì thông lượng trao đổi nh iệt ẩ m giữa bể
mặt và khí quyển phía t r ê n càng lớn. Khi t h a y đổi độ p h ủ thực vật, các dòng n ă n g
lừợng và nước từ các loại bề m ặt đều biến đổi k há m ạnh (TH3). Kết q uả này khá
phù hợp với [7, 9]. Càng giảm độ che phủ, dòng hiển nh iệt càng t ă n g (bề m ặt nóng
lên nhiều), tốíc độ bốc th o át hơi của bề m ặt càng giảm (dòng ẩn nhiệt nhỏ), và làm
tăng lượng dòng chảy m ặt (do giảm t ầ n g chắn giáng thủy). Với tốc độ và tần s u ấ t
giáng th ủy vừa phải (THl), bề m ặ t có độ che p h ủ lớn sẽ có dòng chảy m ặ t nhỏ. Tuy
nhiên, khi cường độ và/hoặc tầ n s u ấ t giáng th ủ y t ă n g lên nhiều thì mối q u a n hệ này
không còn nữa (TH2). Sự tăn g đột biến của dòng chảy m ặt ở TH2 so với T H l của
loại bề m ặt S3 là một trong nhữn g đặc điểm đán g chú ý mà chún g tôi sẽ đề cập đến
trong thời gian tối đây.
B ả n g 3. T ru n g bình trên toàn khoảng thời gian tích p h â n của các dòng n h iệt ẩm
Ký hiệu loại bề mặt
Độ che phú thực vật (m2m“2)

SI

S2

S3

S4

5.52

6.40

7.20

6.40

THI
Hiển nhiệt (W/m2)

-7.6

-30.6

-88.0

-8.8

Ân nhiệt (W/m2)

131.3

150.1

223.9

131.3

4.5
3.2

5.2
2.5

7.7

4.5

1.4

2.9

Bốc hơi (mm/ngày)
Dòng chảy mặt (mm/ngày)

TH2

J

Hiển nhiệt (W/m2)
Ân nhiệt (W/m2)
Bốc hơi (mm/ngày)
Dòng chảy mặt (mm/ngày)

-7.7
133.0

-31.1
152.7

-89.1
226.8

-8.9
133.1

4.6
34.1

5.3
33.2

7.8
36.1

4.6
31.6

TH3
Hiển nhiệt (W/rrr)
Ân nhiệt (W/m2)
Bốc hơi (mm/ngày)
Dòng chảy mặt (mm/ngày)
Hiển nhiệt (W/m2)
An nhiệt (W/m2)
Bốc hơi (mm/ngày)
Dòng chảy mặt (mm/ngày)

a

b

a

b

a

b.

a

b

-4.4
127.6

2.4
122.4

-21.3
139.7

- 10.1
131.9

-24.1
203.6

-21.5
178.5

-5.0
127.6

-0.7
125.3

4.4
3.2

4.2
3.4

7.0
1.7

6.2
2.2

4.4
2.9

4.3
3.0

4.8
4.6
2.6
3.0
TH4

76.1
25.7

82.2
56.4

110.7
38.5

65.8
47.1

0.9
0.02

2.0
0.04

1.3
0.04

1.6
0.04


Sơ đồ B a ts và ứ ng d u n g trong viêc tính các dòng trao đôi..

53

3.2 Vai trò của tác đông từ k h í quyến đến các dòng tra o đôi n h iê t âm từ bê m ăt
Một trong những tác động từ khí quyển có thể tạo nên những hiệu ứng hồi tiếp
quan trọng giữa đ ấ t - khí quyển là giáng thủy. Ảnh hưởng của giáng thủ y đên các
dòng n ăng lượng và nước từ bê m ặt được quy định bởi tốc độ và tần s u ấ t giáng thủy.

Nếu tốc độ giáng thủy lớn, lượng nước dư thừa sau khi tái bốc hơi và bị chặn giữ bởi
t á n thực vật không kịp th â m xuông các lớp đ ấ t sâu sẽ biến t h à n h dòng chảy mặt.
Nếu tần s u ấ t giáng th ủ y lớn, bê m ặt có thể luôn ở t r ạ n g thái bão hòa do liên tiêp
được cung cấp nước, và lượng nước dư thừ a cũng sê biến t h à n h dòng chảy mặt.
Ngược lại, nếu tần s u ấ t và tốc độ giáng thủy,nhỏ, nước cung cấp cho bề m ặt bị thiêu
h ụ t và dòng chảy m ặ t có thể bị triệt tiêu. Giáng thủy còn tạo cho bể m ặt lạnh hơn,
dòng hiển nhiệt khi đó sẽ có hướng từ k+ií quyển đến bê mặt.
So sá n h T H I và TH2 ta thấy, khi tăng tốc độ giáng th ủ y lên 5 lần các dòng ẩn
nh iệt và bôc hơi từ t ấ t cả các loại bê m ặ t đều tăng và có hướng từ bê m ặt vào khí
quyển, dòng hiển nhiệt cũng tản g nhưn g có hướng ngược lại. Tác động đ áng kể của
sự tăng tốíc độ giáng th ủ y trong trường hợp này là làm t ă n g nhiều lẩn dòng chảy
mặt, đặc biệt đôi với loại bê m ặ t S3.
TH4 là một kịch bản thường được dưa ra trong việc mô phỏng k h ả năng chặn
giừ giáng thủy của thực vật [1, 4]. Trong trường hợp này giáng th ủ y dược giả thiết
chỉ xảy ra một lần vào ngày th ứ ba trong suốt thời gian tích phân, và độ ẩm đất ban
dầu cũng nhỏ hòn so với các trường hợp khác. Từ hình 5 ta thây, trước khi có giáng
thủy, bốc hời bê mặt, và CỈO đó cả lượng ẩn nhiệt, giảm n h a n h do bề m ặt không được
cung cấp nước, còn dòng hiển nhiệt cũng tăng theo thời gian và có hướng lên trên vê
phía khí quyển. Ngay sau khi xảy ra giáng thủy, dòng ẩn nhiệt tăn g lên, dòng hiển
nhiệt giảm xuống, còn dòng chảy m ặt tăng đột ngột rồi giảm n h a n h sau đó. Khoảng
từ ngày-thứ năm trỏ đi kể từ thời điểm ban đầu, dòng hiển n h iệt tăn g n h a n h đến giá
trị nào đó và gữ gần như không đổi. Tình huông xảy ra ngược lại đôì với dòng ẩn
nhiệt.
4. Kết l u ậ n
Bằng việc sử dụng sơ đồ BATS đê khảo sá t vai trò của bê m ặt đ ấ t đôi với các
dòng trao đôi năng lượng và nước giữa đấ t - khí quyển chúng tôi đã tiến h à n h tính
toán thử nghiệm cho 4 loại bể m ặt khác nhau và vối 5 nhóm t h a m số’ đầu vào khác
n h a u đặc trưng cho mức độ che phủ của thực vật cũng như tác động của điều kiện
khí quyển. Những kết quả n h ậ n được cho thấy rằng:
1)

Trong cùng điều kiện tác động từ khí quyển, sự trao đổi nă n g lượng và nước
giữa các loại bể m ặt khác nhau và khí quyển có sự khác n h a u rõ rệt (bảng 3, hình
1-5). Bề m ặ t có độ che p hủ thực vật lốn hơn thì sự trao đổi các dòng hiển nhiệt và
ẩn nhiệt giữa bể m ặ t và khí quyển càng xảy ra m ạnh mẽ hơn. Trong 5 trường hợp
thử nghiệm, ngoại tr ừ TH4, các trường hợp còn lại đều thể hiện giá trị tr u n g bình


P h a n Văn Tản, Nguyễn Hướng Điên, Dư Đức Tiên

54

ngàv của dòng ẩn nh iệt có hướng đi lên từ bề m ặt còn dòng hiển nh iệt lại có hướng
đi xuống.
2) Sự biến đôi của độ che phủ thực vật có tác dộng đáng kê đến các dòng năng
lượng từ các loại bề m ặt khác nhau. Việc giảm độ che phú thực v ậ t sẽ làm t ă n g dòng
hiển nhiệt, làm giảm tốc độ bốc tho át hơi của bê mặt, và làm tăn g lượng dòng chảy
mặt (do giảm vai trò chặn giữ giáng thuỷ).
3) Ngoài việc ảnh hưởng tới các dòng hiển nhiệt và ẩn nhiệt, tốc độ và tầ n su ấ t
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 đôi hướng dòng hiển nhiệt từ bê mật
vào khí quyển do không có giáng thủy (TH4) là một trong những đặc điểm dáng chú
ý khi xem xét vai trò của bê m ặt trong các mô hình khí hậu.
t

. ll

h■

» - sĩ

«

o

♦

• it

14

« __ íỉ\*• fIL*.
•'>

»} v-v n V v
i 4

ị

ĩ

• '4

.

W

', " » * ■

v*

,.* • »

* r- 4 ■ r ’ * < ■»%•** y t * u
ấ

»

*

4

*

4

*

lĩ

*

tỉ

•

»1 - í? * iì • v4

v4

ỉi Ắ Ầ•«. fjẤ

t
V*

*hf

-

I
’ í *'1
‘f
i
ỉ’ i I í i í
í h
flit .
ỉ* * \. 11 Ị. ‘I ị

a) Dòng hiển n hiệt

ị j |

Ị

ií

J li li Li ] * 0 / R
ĩ S s B 1 '1 1
"
n i 11 ÍL.I
MMBAỈ'MàAMầÊ/t^t !

ÉM
M
iM
M
A

$ il
Ui I
ếúỂHkI

I

b) Dòng ẩn nhiệt

c) Dòng chảy mặt

í/mA 1. Diễn biến của các dòng bề mặt trong 6 ngày tích p hâ n dầu tiên, T H l
i ll

L
;

ằ

- » - |J

*

|J >

M

.

«> -* »2 • li • V*

^

o I Ầ

' jilt . 4 ' , °
t-v •*IC;. / s ».*

-17* * ,•

ị
Ị II * I 1 4 ;
. ♦ N

ị*

•

Ị >: “i *ts ‘i
*
1|'ì * 1 *
** *1.11 I I

i ỉ ị 1ẳ*

ỉI
► ị •h

í li li

Vị *
r ỉ ỉ 1
1 * ỉ;
* I f J
ã
ị/
y L t ặ ầ -*$"• iiỉ-....ẳẶ

a) Dòng hiển nhiệt

,4

y

ll

ỉ

b) Dòng ẩn nhiệt

-

c) Dòng chảy m ặt

H ình 2. Diễn biến của các dòng bể mặt trong 6 ngày tích phân đầu tiên, TH2

n

i. *2

« *3

À

il

ị ;•* .

«t

I

f

i
A

• V * * 11^'/ •*

I

í
/• ..

.- / ^

I
I

■J

» / -d

;

^

J

t

ự

vt

ị
»

-

ẳ ĩ ị 1 1 ẳ

ft
V / s4

•

*

»

ề•

l '| n

t

ì

a) Dòng hiển nhiệt

M

..ụ

ỵ

o

*?

* »J

•

«4

t

:n t ỉ 11, 11 i I

ì

Ị Ị

.

:M

ti

!

'

í

■

-U ;W

Ị X-pvV _ A
o
b) Dòng ân nhiệt

c) Dòng chảy mặt

H ình 3. Diễn biên của các dòng bề mặt trong 6 ngày tích phân đầu tiên, TH3a

Ị


55

Sơ đồ B a ts và ứ n g d u n g trong việc tín h các dòng trao đôi..
I
*
:
4

M Ỉ M
ì ‘í I 1

ililM I

a) Dòng hiển nh iệt

b) Dòng ẩn nhiệt

1

I

c) Dòng chảy mặt

H ỉnh 4. Diễn biến của các dòng bê mặt trong 6 ngày tích phân đầu tiên, TH3b
&l

• s?

à

*3

•

3

i4

.ề ••

■

a) Dòng hiển nhiệt

b) Dòng ẩn nhiệt

♦

í4

\

c) Dòng chảy mặt

H ình 5. Trung bình ngày của các dòng bê mặt, TH4

T à i l iệ u t h a m k h ả o
1. Giogri F., Modeling Land Surface Processes in Climayte Models, I, II, III, Workshop
on Land-A tm osphere Interactions in Clim ate Models,
The abdus salam
international centre for theoretical physics, ICTP, Italy, 2001.
2. Avissar R., A conceptual aspects of a statistical dynamical approcah to
represetation of landscape subgrid scale heteorogeneitu in atmosphereic model,
Journal o f Geophgysical Research, V97, No D3, February 1992, pp.2729-2742.
t

3. Avissar R. and Piekle R., A parameterization of heterogeneous surface land surface
for atmospheric numerical model and its impact on regional meteorology, M onth
Weather Review, V117, 1989, pp. 2113-2136.
4.

Piekle R. et al., Interations between the atmosphere and terrestial ecosystem:
influence on we ather and climate, Global Change Biology, 1998,4, pp.461-475.

5.

Viterbo p., A reviews of parameterization of land surface, M eteorological tra in in g
course lecture series o f ECMWF, 2003, 49p.

6 . Dickinson R. et al., Biosphere-Atmosphere Transfer Scheme (BATS) version le as
coupled to the NCAR Community Climate Model, N C A R /T N -387+ ST R , N C AR
Tech. Note, 1993. 72p.
7.

Pitm an A. J., Assessing the Sensitivity of a Land Surface Scheme to the Param eter
Values Using a Single Column Model, Journal o f Climate, Vol 7, 1994, pp. 1856-1869.

56

P h a n Văn T ả n , N guyền H ướng Đ iê n , Dư Đức Tiến

8. Wilson M. F. et al., Sensitiveity of the Biosphere-Atmospheree Transfer Scheme
(BATS) to the Inclusion of Variable Soil Characteristics, Journal o f C lim ate and
Applied Meteorology, Vol 26, 1987, pp.341-362.
9.

Milhailovic D. T. et al., A study of the sensitivity of land surface parameterizations
to the inclusion of different fractional covers and soil textures, Journal o f Applied
Meteorology, Vol 31, pp. 1477-1487.
VNU. JOURNAL OF SCIENCE, Nat., Sci., & Tech., T.xx, N01. 2004

BATS S C H E M E AND ITS APPLICATION FO R CALCULATING T H E ENERGY
AND WATER EXCHANGED FLUXES BETWEEN LAND SURFACE ATMOSPHERE

P h a n V a n T an, N g u y e n H u o n g D ien, Du D ue T ie n
D epa rtm ent o f Hydro Meteorology a n d Oceanography

College of Science - VNU

In this study we use BATS scheme to investigate the energy a n d w a te r fluxes
between land surfaces a nd atm o sph ere with five different scenarios, denoted by
T H I, TH2, TH3a, TH3b and TH4. Four types of vegetation/land - cover are chosen,
which consist of crop (Si), evergreen needle leaf tree (S2), evergreen broad leaf tree
(S4), and tall gras s (S4). For each scenario, set of p a r a m e t e r s rep resen tin g
ch aracters of vegetation/land-cover types, atmospheric forces, such as th e fractional

vegetation cover, the initial values of soil moisture in soil layers, th e precipitation
rate and frequency, are given. The re sults showed that, l a t e n t heat, sensitive heat
fluxes and run - off are r a t h e r sensitive with land surface types. In the same
driving forces of atm osphere, fluxes from/to the land surface with larger of
fractional vegetation cover are stronger. The increase of precipitation ra te (TH2)
lead to much more increasing run - off from surface type of S3 th an other. In the
case of long time w ithout precipitation, sensitive h e a t fluxes from land surface
types to a tm o sp he re are strongly increased.
i