ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI
TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC T ự NHIÊN
NGHIÊN CỨU TÁC ĐỘNG CỦA THAM s ố
HÓA ĐỐI LƯU ĐỐI VỚI Dự BÁO MƯA LỚN
KHU Vực BẮC BỘ BẰNG MÔ HÌNH HRM
MÃ SỐ: QT-07-44
CHỦ TRÌ ĐỂ TÀI: THS. v ũ THANH HANG
CÁC CÁN BỘ THAM GIA: THS. HOÀNG THANH VÂN
NCS. HỔ THI MINH HÀ
■
HOC
Q U Ò C G IA HÀ NÓ I
'PU N G TA í'/ THÔNG TIN THI
J VIÊN
, _ Ị ) r / /.v e
___________
HÀ NỘI - 2007
2
BÁO CÁO TÓM TẮT
1. Tên đề tài: Nghiên cứu tác động của tham số hóa đối lưu đối với dự báo
mưa lớn khu vực Bắc Bộ bằng mô hình HRM
Mã số: QT-07-44
2. Chủ trì đề tài: ThS. Vũ Thanh Hằng, Bộ môn Khí tượng, Khoa Khí tượng
Thủy văn & Hải dương học, Trường Đại học Khoa học Tự nhiên, ĐHQGHN.
3. Các cán bộ tham gia: ThS. Hoàng Thanh Vân, NCS. Hồ Thị Minh Hà
4. Mục tiêu và nội dung nghiên cứu:
* M ục tiêu: Nghiên cứu một số sơ đổ tham số hóa đối lưu và áp dụng
vào mô hình dự báo thời tiết khu vực phân giải cao HRM để xem xét tác động
của tham số hóa đối lưu đối với kết quả dự báo mưa lớn của mô hình cho khu
vực Bắc Bộ.
* Nội dung nghiên cứu gồm:
1 Mục 109 Thanh toán dịch vụ công cộng
Tiết 01 Thanh toán tiền điện, nước và cơ sở vật chất
(4% tổng kinh phí, tối đa không quá 10 triệu
đồng/năm)
800.000
2 Mục 110
Vật tư văn phòng
Tiết 01
Văn phòng phẩm
1.200.000
4 M ục 112
Hội nghị
4.000.000
Tiết 01
In, mua tài liệu (chế bản, in ấn báo cáo)
Tiết 02
Bổi dưỡng báo cáo viên
Tiết 05 Thuê Hội trường, phương tiện
Tiết 06 Thuê mướn khác
Tiết 99 Chi phí khác
6 M ục 114 Thuê mướn
Tiết 06
Thuê chuyên gia trong nước
- Hợp đổng sô 01-QT0744/HĐ-TKCM
- Hợp đồng số 01-QT0744/HĐ-TKCM
12.000.000
6.000.000
6.000.000
10
M ục 119
schemes.
- Summarying some main weather patterns causing heavy rainfall in
large area in the North.
- Implementing some convective param eterization schemes in HRM.
- Running HRM with some convective parameterization schemes for
heavy rainfall cases.
- Calculating some scores to verify rainfall forecast results and some
remarks.
5. Results:
- Codes of some convective parameterization schem es in the HRM.
- Heavy rainfall forecast results for Northern Vietnam of the HRM with
different convective parameterization schemes.
6
- 01 article, 01 report.
-0 1 Bachelor in Meteorology.
KHOA QUẢN LÝ
CHỦ TRÌ ĐỂ TÀI
PGS. TS. Phạm Văn Huấn
ThS
TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC T ự NHIÊN
w'ệu TRUÔNG
T r
Vũ Thanh Hằng
7
MỤC LỤC
Trang
Mở đầu 9
Chương 1 Vấn đề tham sỏ hóa đối lưu trong mô hình sô và các 11
sơ đồ tham sô hóa đối lưu áp dụng cho mô hình
HRM
yếu tố trên cũng có thể dẫn đến biến đổi mạnh của mưa cả về không gian và thời
gian.
Đối với vùng nhiệt đới-xích đạo vấn đề dự báo mưa nói chung và bàng mô
hình số nói riêng càng phức tạp hơn so với ngoại nhiệt đới. Sự phức tạp trước hết vì
chưa có lý thuyết cho một quan hệ giữa trường gió và áp (kiểu như quan hệ địa
chuyển cho vĩ độ cao) trong khi gió vùng nhiệt đới rất yếu nên một sai số tuyệt đối
nhỏ trong tính toán trường gió cũng có thể dẫn tới sai số tương đối kết cục lớn trong
dự báo mưa Khó khăn thứ hai không kém phần quan trọng là mưa nhiệt đới sinh
ra chủ yếu bởi đối lưu sâu mà đối lưu sâu trong một mô hình thuỷ tĩnh với độ phân
giải còn rất hạn chế lại được tham số hoá trong khi con người hiểu biết còn rất hạn
chế về quá trình hình thành và phát triển của nó. Việc xác định đúng phân bố ẩm -
nguồn gốc của mưa trên vùng nhiệt đới còn vô cùng phức tạp trước hết do thám sát
quá nghèo nàn có tác động rất lớn đến chất lượng mưa mô hình. Từ những đặc điểm
trên ta thấy, trước khi muốn áp dụng một mô hình số có nguồn gốc từ vĩ độ cao vào
vùng nhiệt đới trước hét cần cải tiến mô hình còn gọi là khu vực hóa động lực và
khu vực hóa vật lý mô hình đó.
Trong phạm vi nghiên cứu của đề tài này chúng tôi quan tâm đến phần vật lý
của mô hình là tham số hóa đối lưu trong mô hình dự báo thời tiết khu vực phân giải
cao HRM. Đây là một mô hình số có nguồn gốc từ Châu Âu và đến năm 2000 bắt
đầu được tiếp thu, nghiên cứu áp dụng và chạy dự báo nghiệp vụ cho khu vực Việt
Nam. Mặc dù vậy chất lượng dự báo mưa của mô hình HRM neuyên bản còn nhiều
9
hạn chế do sự chưa thích hợp của nó đối với khu vực này. Chính vì vậy, chúng tôi
đã nghiên cứu để thử nghiệm thay đổi một sơ đồ tham số hóa đối lưu mới, sơ đồ
Betts-Miller-Janjic và xem xét tác động của nó đối với trường mưa mô phỏng của
mô hình HRM. Do thời gian nghiên cứu có hạn nên các kết quả đánh giá mới chì
tập trung cho khu vực Bắc Bộ. Mặt khác, khu vực này có mật độ trạm quan trắc
tương đối dày đặc hơn so với các khu vực khác nên các kết quả đánh giá có độ tin
cậy cao hơn.
Nội dung nghiên cứu được bố cục trong 3 chương:
đối lưu và ngưng kết hiển (tức không tham số hóa) tại các điểm ổn định đối lưu.
Cách tiếp cận hiển tổng thể sử dụng các phương pháp hiển mà không chú ý tới sự
ổn định. Cách tiếp cận lai tham số hóa dòng thăng và dòng giáng qui mô đối lưu,
tuy nhiên “sự cuốn ra” một phần mây được tham số hóa và mưa vào qui mô lưới.
Điều này cho phép sự chuvển hướng và chuyển pha của các hạt thành dạng được dự
báo hiển trong các bước thời gian tiếp theo.
11
Bảng 1.1 Mô tả các cách tiếp cận TSHĐL trong các mô hình qui mô vừa
(Molinari và Dudek, 1992)
Cách tiếp cận Điêm bât ôn đinh đôi lưu
•
Điêm ôn định đôi lưu
Truyên thông An
Hiên
Hiên tông thê
Hiên
Hiên
Lai Lai Hiên
Cách tiêp cận truyên thông chỉ dùng trong các mô hình sô với bước lưới quá
lớn (kích thước lưới >50-60km). Khi bước lưới giảm xuống dưới 50km, cách tiếp
cận truyền thống bắt đầu gặp phải những yêu cầu phân tách qui mô cơ bản của bài
toán tham số hóa, đặc biệt nếu các tổ chức đối lưu qui mô vừa cũng được tham số
hóa. Cách tiếp cận truyền thống sử dụng phương pháp ẩn hoặc hiển phụ thuộc vào
độ ổn định đối lưu địa phương.
Cách tiếp cận hiển tổng thể không có những hạn chế như trên, tuy nhiên cách
tiếp cận này cũng lại không thành công trong các mô hình qui mô vừa khi có bất ổn
định đối lưu lớn. Mặc dù cách này thích hợp trong một vài trường hợp đặc biệt
nhưng cách tiếp cận hiển tổng thể không thể cho một nghiệm tổng quát đối với các
mô hình có bước lưới trên 5-10km. Cách tiếp cận hiển tổng thể chỉ sử dụng công
thức hiển, không chú ý tới độ ổn định đối lưu. Với các mô hình có kích thước lưới
Đen nay, một loạt các sơ đồ tham số hóa đã được phát triển, tuy nhiên mỗi sơ
đồ đều có những hạn chế riêng và không có sơ đồ nào hoàn thiện. Điều này trước
hết do sự hiểu biết chưa đầy đủ về các quá trình đối lưu của chúng ta (Smith, 2000).
Đã có rất nhiều tác giả tổng kết về vấn đề này như Betts (1974), Cho (1975), Houze
và Betts (1981), Ooyama (1982), Anthes (1982), Frank (1983), Molinari và Dudek
(1992), Emanuel và Raymond (1993), Kuo & cs (1997), Smith (1997a) theo
nhiều cách tiếp cận khác nhau, trong phần này mục đích của chúng tôi là muốn hệ
thống lại một cách khái quát sự phát triển của các sơ đồ TSHĐL trong mồ hình dự
báo thời tiết cũng như trình bày sơ bộ về ý tưởng của các nhóm sơ đồ TSHĐL điển
hình.
Nhìn chung, các sơ đồ TSHĐL có hai mục tiêu. Thứ nhất, các sơ đồ phải dự
báo được năng lượng giải phóng do đối lưu qua số hạng của các biến qui mô lưới
(bài toán khép kín). Thứ hai, sơ đồ đối lưu phải phân bố năng lượng được giải
phóng theo phương thăng đứng sao cho gân với thực tê cùng với các tham sô hóa
vật lý khác như bức xạ, mưa qui mô lưới và lớp biên để duv trì được cấu trúc khí
13
quyển thực theo phương thẳng đứng (Gregory và Rowntree, 1990). Hai câu hòi cần
nêu ra để đánh giá một sơ đồ nào đó là: (1) đối lưu được hình thành như thế nào
trong sơ đồ và (2) trong trường hợp các sơ đồ kiểu dòng khối, thông lượng khối
lượng đối lưu được xác định như thế nào.
Theo Arakawa và Chen (1987), hầu hết các sơ đồ TSHĐL sử dụng trong dự
báo thời tiết số có thể được chia thành bốn nhóm với một số sơ đồ đại diện như sau:
1) Các sơ đồ điều chỉnh đối lưu ẩm như Manabe & cs (1965), Krishnamurti & cs
(1980), Betts (1986), Mueler & c s (1987), và Betts và Miller (1993)
2) Các sơ đồ kiểu Kuo như Kuo (1965, 1974), Anthes (1977a), Molinari (1982), và
Geleyn (1985)
3) Các sơ đồ dòng khối như Arakawa và Schubert (1974), Geleyn & cs (1982), và
Tiedtke (1989)
4) Các sơ đồ được thiết lập cho các mô hình qui mô vừa như Kreitzberg và Perkey
(1976), Fristch và Chappelỉ (1980), Frank và Cohen (1987), và Kain và Fristch
vừa (vấn đề chung đối với tất cả các mô hình lưới thô). Nhược điểm của sơ đồ Kuo
là xu thể làm ẩm quá lớn hơn so với khí quyển thực (Kitade, 1980), có nghĩa là quá
nhiều hơi nước hội tụ trong một cột khí tại một ô lưới được dùng để làm ẩm khí
quyển, trong khi đó quá ít có khả năng đốt nóng khí quyển và sinh mưa. Một hạn
chế nữa của sơ đồ này là nó không thể tạo ra được sự làm ẩm thực của khí quyển
trong tính toán đối lưu bức xạ đối với dòng nền trong đó các thông lượng nhiệt rối
và bức xạ bề mặt cân bàng với bức xạ sóng dài đi vào không gian. Emanuel (1994)
lưu ý rằng trong những trường hợp như vậy, sơ đồ tất yếu sẽ dẫn tới khí quyển bão
hòa.
Điển hình cho sơ đồ kiểu dòng khối là sơ đồ của Arakawa và Schubert
(1974). Arakawa và Schubert đã thiết lập một sơ đồ TSHĐL dựa trên ý tưởng tựa
cân bằng, duy trì hiệu ứng tích lũy của các đám mây sẽ khử bỏ bất ổn định điều kiện
của dòng qui mô lớn. Cụ thể là sự tiêu hao năng lượng bởi đối lưu là ở trạng thái
cân bằng với sự phát sinh của nó nhờ các quá trình qui mô lớn. Giả thiết tựa cân
bàng cho rằng qui mô thời gian đặc trưng của dòne qui mô lớn lớn hơn nhiều so với
qui mô thời gian của các đám mây đối lưu. Trong sơ đồ này, các đám mây đối lưu
được biểu diễn bằng một phổ các đám mâv cuốn vào ở trạng thái dừng, mỗi đám
mây là khác nhau nhưng có tốc độ cuốn vào không đôi. Tât cả các đám mây trong
mô hình đều có cùng chân mây trong khi đình mây được xác định là mực nôi phiếm
15
định, mực này sẽ giảm khi tốc độ cuốn hút tăng. Lượng công được thực hiện bởi lực
nổi trong mỗi một đám mây trên một đơn vị thông lượng khối lượng tại chân mây
được gọi là hàm công mây (hàm công mây bàng với thế năng đối lưu khả năng
(CAPE) nếu tốc độ cuốn hút bằng không, tuy nhiên ngược lại sẽ nhỏ hơn CAPE).
Hàm này phụ thuộc vào cấu trúc nhiệt động lực của môi trường mây và tăng như là
kết quả của các quá trình qui mô lớn có xu thế làm bất ổn định khí quyển như làm
lạnh bức xạ, chuyển động thẳng đứng, và các thông lượng nhiệt và ẩm bề mặt.
Ngược lại, đối lưu có xu thế loại bỏ sự bất ổn định bàng cách đốt nóng môi trường
của nó thông qua dòng giáng bồi hoàn, do đó làm giảm hàm công mây. Khép kín
trong sơ đồ Arakawa-Schubert nhận được bằng cách đặt tốc độ biến đổi theo thời
1.2 Một số sơ đồ tham số hóa đối lưu áp dụng cho mô hình HRM
1.2.1 Sơ đồ Tiedtke
Từ năm 1989, Tiedtke đã xây dựng một sơ đồ TSHĐL mây tích dựa trên cơ
sở gần đúng các dòng khối. Ông đã chia động lực của mây tích thành hai phần, một
phần dòng thăng và một phần dòng giáng. Dòng khối trong mây khi đó là tổng của
dòng khối trong dòng thăng và dòng khối trong dòng giáng. Các phương trình nhiệt
và ẩm qui mô lưới có tính đến hiệu ứng đối lưu và cách xây dựng một mô hình mây
sẽ được trình bày chi tiết trong các mục dưới đây.
1.2.1.1 Các phương trình biếu diễn quan hệ giữa trường nhiệt ẩm qui mô lưới và
đoi lưu
Các phương trình nhiệt và ẩm qui mô lưới có thể viết dưới dạng:
trong đó 5 =CpT+gz là năng lượng tĩnh khô, q là độ ẩm riêng, p là mật độ không
khí, V là thành phần vận tốc ngang, w là vận tốc thẳng đứng, c là tốc độ ngưng kết, e
là tốc độ bay hơi và Qr là đốt nóng bức xạ. Các biến ký hiệu gạch trên chỉ giá trị
trung bình trên một diện tích ngang đủ lớn để chứa quần thể mây tích và các biến ký
hiệu phẩy chỉ độ lệch của chúng khỏi giá trị trung bình. Thông lượng thẳng đứng
của năng lượng tĩnh khô và ẩm diễn biến do tác động của các quá trình có qui mô
khác nhau, ở đây chỉ tính qui mô đối lưu. Trong các mô hình, rối lớp biên được
tham số hóa riêng biệt. Phân kỳ thông lượng rối ngang của 5 và q trong lớp đối lưu
(1.1)
(1.2)
17
cũng được bỏ qua vì vận chuyển ngang qua biên của đối lưu mây tích là nhò so với
vận chuyển bởi dòng qui mô lớn.
Tác giả sơ đồ coi vận chuyển năng lượng tĩnh khô 5 và độ ẩm riêng q bao
gồm phần đóng góp từ dòng thăng, dòng giáng mây tích và dòng giáng gây ra bởi
mây tích trong không khí môi trường (dòng qui mô meso) được biểu diễn dưới dạng
p(w s )ca = pỴuơu, iWu, -w X íH/ -s ) + p ỵ jơdl{Wcí, ~ W)(sjl -s)
I I
+ p
trọng số của 5 và q từ toàn bộ dòng thăng và dòng giáng. Các sổ hạng thông lượng
với chỉ số “tứ' biểu diễn sự vận chuyển thẳng đứng của nhiệt và ẩm do chuyển động
rối. Các thành phần vận chuyển rối ngang được bỏ qua. Để tính vận chuyển thẳng
đứng của động lượng ngang do đối lưu cần phải thêm vào vế phải của các phương
trình động lượng viết cho thành phần wvàv các số hạng sau:
Khi đó, lượng mưa sinh ra do đối lưu trong mô hình có thể tính theo công thức:
trong đó p{z) là thông lượng nước mưa tại độ cao z và Gp là sự chuyển đổi từ hạt
nước mây sang hạt mưa, ed và ẽp là phần tái bốc hơi trong quá trình phát triển đối
Vấn đề tiếp theo là phải xác định được các biến của mây thông qua các biến
qui mô lưới, do đó tác giả đã thiết lập một mô hình mây để biểu diễn quan hệ này.
1.2.1.2 Mô hình mây
Giả thiêt răng tôn tại một quân thê mây bao gôm dòng thăng, dòng giáng và
quá trình phát triển đối lưu của tất cả các đám mây đều ảnh hưởng tới trường nhiệt
động lực qui mô lớn. Vùng hoạt động của các đám mây đối lưu, tức là phần chứa
dòng thăng và dòng giáng, là rất quan trọng đối với động lực học qui mô lớn. Sau
đây sẽ lần lượt trình bày mô tả của tác giả về sự diễn biến của quá trình nhiệt, ẩm và
động lực trong mây đối lưu.
A. Dỏng thăng mây tích
Để biểu diễn dòng thăng mây tích, Tiedtke đã sử dụng các phương trình bảo
toàn với giả thiết dừng viết cho các biến của dòng thăng đối với đám mây thứ i theo
(1.9), trong đó các biến không có dấu (~) là giá trị của dòng thăng còn các biến có
dấu (~) là giá trị tương ứng của môi trường. / là lượng nước lỏng trong mây. Trong
phương trình cuối cùng, a ký hiệu chung cho cả u v à v .E là dòng cuôn vào. D là
- - T - I M uuu + Mdud-(M u +Md)u]
p OZ
-ị-^ - [ M uvu + M dvd - (Mu + M„)v]
p 02
(1.7)
(1.8)
19
T-{Mua.u)= Euã - D ua u
OZ
r
'
a) Dòng cuôn vào và dòng cuôn ra
20
Giả thiết ràng tốc độ dòng cuốn vào E và cuốn ra D gây ra bởi rối (ký hiệu
chỉ số 1) và dòng có tổ chức (ký hiệu chỉ số 2), tức là
Eắ = £,(l) + e\2) D, =Z),(I)+Z)1(2)
£ .= £ « + £ ? ' D, =£)<■> + Á?! (1'12)
Cụ thể chúng được tính như sau:
^ í ' - ĩ ỉ > ( L , 3 )
al) Dòng cuốn vào và cuốn ra do rối
Các dòng này sinh ra bởi hoạt động của các xoáy rối ở rìa các đám mây. Các
xoáy rối vận chuyển không khí môi trường vào trong mây và không khí mây ra môi
trường. Tốc độ dòng cuốn vào và cuốn ra do trao đổi rối tỉ lệ nghịch với bán kính
mây theo công thức:
(,) _ 0.2 (,) _ 0.2
e. = K ’ “ = ỊỊ (1.14)
Để đơn giản, chúng được xem là bàng nhau và nhận cùng một giá trị đối với từng
loại mây, tức là
^ (,)= ^ (,,= L (1.15)
1x10 m
3 X 10'4 m
v.Vq+w-^- (1.16)
OZ
cho đối lưu sâu hoặc đối lưu mực giữa và đối lưu nông tương ứng.
a2) Dòng cuốn vào có to chức
Theo Tiedtke (1989), dòng cuốn vào có tổ chức được xác định bởi độ hội tụ
ẩm trong điều kiện dừng:
Dòng giáng được tính đến gắn liền với mưa gây ra bởi dòng thăng. Không
khí mây hạ xuống trong dòng giáng mây tích sẽ làm lạnh không khí môi trường.
Mực giáng tự do (LFS) được coi là là mực mô hình cao nhất, nơi hình thành hỗn
hợp không khí tạo ra nhờ xáo trộn giữa không khí mây và không khí môi trường và
không khí mây là bất ổn định so với không khí môi trường. Khi tính dòng giáng
mây tích tác giả chỉ quan tâm đến dòng cuốn vào và cuốn ra do chuyển động rối.
Khi đó, các phương trình viết cho dòng giáng trong điều kiện dừng có dạng:
22
dz
d (M ds d)
—-T-
= Eds - Ddsd + Lped
xía/ \ ( L2°)
? a ^ ã - B íĩ - D ^ - p . í
Õz
d (K /g J F - n
Q
— kJa LJ<iad
a) Dòng cuốn vào và cuốn ra do rối
Các dòng này được tham số hóa giống như trong trường hợp viết cho dòng
thăng mây tích, tuy nhiên tốc độ dòng cuốn vào, cuốn ra được xác định là bàng
nhau và có giá trị bằng:
ed = ỏ d =2xlO~Am-' (1.21)
b) Tính tốc độ bốc hơi
Nước lỏng trong mây cuốn ra môi trường được giả thiết là bốc hơi ngay, biểu
diễn bàng công thức:
ẽ,==DJ (1.22)
p
Lưu ý rằng e, là bốc hơi của mưa đối lưu để duy trì dòng giáng đạt bão hòa và do
khí môi trường đi qua chân mây và rìa đám mây còn không khí trong mây bị cuốn
ra môi trường xung quanh ở những mực cao hơn. Đối với đối lưu sâu, độ ẩm khí
quyển dưới chân mây ( z < zfí) nhận được qua cân bàng tĩnh của các quá trình qui
mô lưới, chuyển động rối và chuyển động đối lưu. Điều kiện này được biểu diễn
như sau:
k ( ? « -q)+ M d{qd -q)]B ^ -ịv S /q + w ^ - + ^ ^ { p w q \
o\ õz P õz )
pdz (1.26)
Từ đây ta thấy mây đối lưu sâu chỉ xuất hiện khi vế phải dương.
- Đối lưu nông: thường hình thành trong điều kiện lượng ẩm bay hơi (xáo
trộn) lớn hơn lượng ẩm hội tụ. Tuy nhiên, để xác định thông lượng khối lượng ờ
chân mây ta vẫn có thể sử dụng kiểu khép kín như đối với đối lưu sâu theo công
thức (1.26). Sự khác nhau ở đây là lượng ẩm cung cấp cho các đám mây đối lưu
nông chủ yếu do sự bốc hơi từ bề mặt, nghĩa là trong móc ở vế phải của ( 1.26) số
24
hạng cuối cùng lớn hơn hẳn so với hội tụ ẩm qui mô lớn và do đó có thể bỏ qua hội
- Đối lưu mực giữa: chân mây không nằm trong lớp biên mà hình thành tại
các mực nằm phía trên lớp biên. Đối lưu mực giữa có thể hình thành do sự nâng lên
của không khí mực thấp cho đến khi không khí bão hòa và nguồn ẩm ban đầu là từ
hội tụ ẩm qui mô lớn mực thấp. Khi đó, dòng khối trong dòng thăng tại chân mây
được xác định thông qua sự vận chuyển khối lượng thẳng đứng của dòng qui mô
lớn theo công thức:
trong đó W là dòng thăng qui mô lớn ở nút lưới.
* Xác định thông lượng khối lượng dòng giáng tại LFS
Thông lượng khối lượng dòng giáng được giả thiết là tỷ lệ thuận với thông
lượng khối lượng dòng thăng với sử dụng biểu thức của Johnson (1980), giá trị của
nó tại LFS được xác định bởi:
với y là tham số kinh nghiệm.
1.2.2 Sơ đồ Betts-Miller-Janjic
Dựa trên cấu trúc nhiệt ẩm thực ở nhiệt đới nêu trên tác giả đã thiết lập nên
đến s n và do đó có thể thay s w SR trong số hạng đối lưu ở vế phải của (1.32) để có
SR- S « Ũ)(ÕSR / ôp)r (1.33)
Khi đó, thay (1.33) vào (1.30) và lấy tích phân ta có các thông lượng đối lưu biểu
diễn gần đúng dưới dạng sau
F = f » I (1 34)
J T g J ôp g
Phương trình (1.34) cho thấy, cấu trúc của thông lượng đối lưu gắn chặt với
một profin quy chiếu xác định SR. Vậy thì bằng điều chỉnh về cấu trúc nhiệt động
thám sát thực SR đồng thời ta đã xác định được các thông lượng đối lưu, kể cả mưa,
để có cấu trúc tương tự cấu trúc xuất phát (1.29) hay cấu trúc được đơn giản hoá
(1.34).
Thay p vào (1.33) và vì trong đối lưu sâu 1 < dp’R /dp < 1,1 nên sẽ nhận được
p R-ịo = p ’R- p ~ CÚT.dp] I dp ft on (1.35)
và do đó từ (1.35) suy ra gần đúng sau
p = ịo,, - m (1.36)
26
Copyright: Tài liệu đại học ©