4. Adatok és módszerek
4.1.3. Az MM5 futtatásai során használt felszínfizikai parametrizációs eljárás
Az MM5 esetén a felszíni folyamatok leírására is több parametrizációs eljárás („almodell”) közül lehet választani. A mezoskálájú modellezés során alapvető követel-mény, hogy a felszín-légkör kölcsönhatást leíró „almodell” képes legyen a talaj, illetve a vegetáció meteorológiai folyamatokban betöltött szerepét a lehető legpontosabban leírni, ugyanakkor a modell mégse legyen túl bonyolult, s csak aránylag kisszámú, viszonylag könnyen meghatározható paraméterekkel kelljen számolnia. Éppen ezért a különböző felszínborítási-, illetve talajkategóriák, valamint az azokat egymástól megkü-lönböztető paraméterek számát reális keretek között kell megválasztani, hogy a modell összetettsége ne menjen a számítási kapacitás, és így a használhatóság rovására.
Ebből a megfontolásból kiindulva esett a 2000-es évek elején az MM5 fejlesztő -inek választása az Oregon State University kutatóinak vezetésével kifejlesztett felszín-hidrológiai modelljére (NOAH LSM) (Chen and Dudhia, 2001). E modell eredetileg Mahrt and Ek (1984) módosított Penman, napimenet-függő potenciális párolgás számí-tási eljárásának, valamint Mahrt and Pan (1984) többrétegű talajmodelljének, illetve Pan and Mahrt (1987) egyszerű lombkorona modelljének összekapcsolása révén jött létre. Ezt később Chen et al. (1996) Noilhan and Planton (1989), valamint Jacquemin
and Noilhan (1990) közepesen komplex, lombkorona-ellenállás modelljével egészítette ki, s számos egyéb finomítás után jutottunk el tulajdonképpen a mai állapotig (Chen and Dudhia, 2001).
Mint ahogy a 4.4. ábrán is látszik, a modell általunk használt-változata, egy lombkoronaszinttel rendelkezik, a prognosztikus változói pedig a következők: talajhő -mérséklet és talajnedvesség a különböző talajszinteken, a növényfelszínen tárolt víz-mennyiség (intercepció), valamint a talajon felhalmozódott hó víz-mennyisége. Azért, hogy akár a talajnedvesség napi, heti, illetve szezonális menete is nyomon követhető legyen, valamint hogy kiküszöbölhetőek legyenek a diszkretizációból eredeztethető hibák, 4 különböző talajszint van a modellben: 10 cm, 30 cm, 60 cm, és 100 cm mélységben.
Emellett az alsó talajszint alatt van még egy réteg, amely egyfajta tározóként funkcio-nál, s amelybe megtörténhet a gravitációs elfolyás (a mélybeszivárgás). A növényzet gyökérzete – vegetáció típustól függően – a felső 4 talajrétegbe érhet le. A felszínhő -mérséklet Mahrt and Ek (1984) linearizált felszíni energiaegyenlege alapján adódik, amely a talaj mellett a vegetáció hatását is figyelembe veszi. A modell hidrológiai fo-lyamatainak pontos leírása megtalálható Chen and Dudhia (2001) munkájában, jelen dolgozatban csak a párolgásra vonatkozó részt tárgyaljuk részletesen.
4.4. ábra. A NOAH LSM felszín-hidrológiai modell folyamatainak sematikus ábrája
A teljes evapotranszspiráció (E) értéke a modellben 3 tag összegeként adódik: külön számolja a legfelső talajszint direkt evaporációját (Edir), a növényzet intercepciós párol-gását (Ec), valamint transzspirációját (Et). Így a teljes evapotranszspiráció az alábbi
A talaj direkt evaporációjának számításához Betts et al. (1997) érzékenységi vizsgálata-inak eredményeire alapozva a modell Mahfouf and Noilhan, (1991) megközelítését használja:
A fenti egyenletben Ep a potenciális evaporációt jelöli, amelyet Penman megközelítése alapján az energiaegyenlegből kiindulva, illetve a légkör stabilitásától függő paraméter segítségével határozható meg (Mahrt and Ek, 1984). Θ1a legfelső talajréteg térfogatará-nyos talajnedvesség-tartamát jelöli (Chen and Dudhia, 2001), Θref és Θw pedig a szán-tóföldi vízkapacitás, illetve a hervadáspont. A zöld növényfelület aránya (σf ) döntő szerepet játszik annak meghatározásában, hogy a teljes evapotranszspirációban mekkora szerepet kap a 3 különböző párolgás-komponens.
A nedves növényzet intercepciós párolgása az alábbi képlett szerint adódik:
n
ahol Wc a növényzet által felfogott intercepciós vízmennyiség, S pedig a növény levele-inek, ágainak maximális víztároló-képessége (a modellben ez az érték univerzálisan 0,5 mm-re van állítva, a valóságban az erdőé ennél lényegesen magasabb lehet), míg n=0,5.
A fenti képlet hasonló Noilhan and Planton (1989) és Jacquemin and Noilhan (1990) formulájához.
Az intercepciós vízmennyiség időbeli változását a következő egyenlet írja le:
c
ahol P a csapadékot jelöli. Ha Wc értéke meghaladja S értékét, akkor a maradék rész (D) eléri a talajfelszínt. A felszínt borító növényzet transzspirációja pedig az alábbi képlettel írható le:
amelyben Bc a növényzet ellenállásától függő tényező. Ez a következőképen határozha-tó meg: Jacquemin and Noilhan (1990) megközelítése alapján az alábbiak szerint számítható:
4 napsugárzás, telítési hiány, léghőmérséklet, valamint a talajnedvesség hatását hivatottak kifejezni. A qs
( )
Ta jelölés a telítési keverési arányt jelenti Ta hőmérsékleten. AzRcmaxa levelek kutikuláris ellenállása, melynek értéke Dickinson et al. (1993) nyomán amo-dellben 5000 sm-1-re van állítva. Rg a globálsugárzás, míg Trefértéke Noilhan and Planton (1989) alapján 298 K. A fenti képletekben
zi
d az i-edik talajréteg vastagságát jelenti, a talajnedvesség-stresszfüggvény (F4) pedig csak a gyökérzónával számol, amely az alapbeállítás szerint a 3. talajrétegig ér le.
A különböző felszínborítások eltérő felszínfizikai tulajdonságait a modell „fel-színborítás-függő paraméterek” segítségével képes figyelembe venni. Ilyen paraméterek pl. a fenti képletekben szereplő Rcmin (minimális sztómaellenállás), a LAI (levélfelületi index), valamint az F1, illetve F2 függvényekben megjelenő Rgl és hs paraméterek, de ezek közé tartozik az albedó, az érdesség (z0), illetve a gyökérmélység (Nroot) is. E paraméterek számításaink során használt értékeit – felszínborítási típusonként – a 1.
számú melléklet táblázata tartalmazza.
A paraméterek közül a zöld növényfelület aránya (σf ) felszínborítási kategóri-áktól függetlenül, műholdképek alapján lett meghatározva aszerint, hogy a fotoszinteti-kusan aktív zöld növényfelszín egy adott területen mennyit nyel el a déli globálsugárzásból. Ez az adatbázis az év minden hónapjára külön, 5 év AVHRR adatai-ból lett származtatva 0,15°-os felbontásban (Gutman and Ignatov, 1998). Jacquemin and Noilhan (1990), valamint Betts et al. (1997) érzékenységi vizsgálatai alapján a modellben ez egy fontos paraméter, amely jelentős szerepet játszik az evapotranszspiráció meghatározásában.
Másik nagyon fontos paraméter a felszín albedója, amely a különböző felszínbo-rítási típusok sugárzás visszaverő képességét fejezi ki a rövidhullámú tartományban.
Ennek definicióját a 2.2.1. fejezetben már részletesebben ismertettük. További fontos paraméter a különböző felszínek érdessége (z0), amelynek a turbulens folyamatok leírá-sában van fontos szerepe, míg a gyökérmélység (Nroot) a növényzet transzspirációjának értékét befolyásolja (aszerint, hogy az adott felszínborítási típus hány talajréteg nedves-ségét érheti el). Mint ahogy a (20)-(21)-(22)-es képletekből is kiderül, ugyanúgy a transzspirációban van fontos szerepe a minimális sztómaellenállásnak is (Rcmin). Mind-ezek mellett a felszín által kibocsátott hosszúhullámú sugárzás mértékének meghatáro-zásában játszik fontos szerepet az emisszivitás is. Ennek értéke is felszínborítási kategó-riánként különböző.
Az előző bekezdésben említett paraméterek értékei számos forrás alapján kerül-tek meghatározásra (Dorman and Sellers, 1989; Dávid, 1990; Dickinson et al., 1993;
Mahfouf et al., 1995; Hagemann, 2002). E paraméterek mindegyikére igaz, hogy érté-kük felszínborítási típusonként különbözik, azonban futtatásaink során – a vegetációs periódus ideje alatt – ezek az értékek nem változnak. Ahhoz, hogy a valóságot még jobban megközelíthessük, a jövőben fontos lenne a legfontosabb paraméterek éven belüli menetét is felszínborítási kategóriánként meghatározni. Ezáltal a felszínborítás-változás meteorológiai hatásának éven belüli sajátosságai is kimutathatóak lennének, és a meteorológiai előrejelzések minősége is tovább javulhatna.