Phương trình cân bằ pháp ng bức xạ và những phương ước lượng các thành phần của nó

b) loại xâm nhập (do bình lưu đẳng mật độ)

5.3.1. Phương trình cân bằ pháp ng bức xạ và những phương ước lượng các thành phần của nó

ước lượng các thành phần của nó

Bức xạ mặt trời - thực tế là nguồn năng lượng duy nhất đối với phần lớn các quá trình xảy ra trong khí quyển, thủy quyển và ở các lớp trên của

thạch quyển. Nước Đại dương Thế giới tích lũy một lượng nhiệt lớn nhờ hấp thụ bức xạ mặt rời. Sau đó nó cấp nhiệt cho khí quyển dưới dạng phát xạ sóng dài, các dòng nhiệt hiện và nhiệt ẩn và bằng cách đó nó điều chỉnh sự hình thành khí hậu của hành tinh.

Cân bằng bức xạ của đại dương được hiểu là tổng tất cả các dòng nhiệt dạng tia do đại dương hấp thụ và phát xạ. Vì vậy phương trình cân bằng bức xạ của mặt đại dương có thể viết dưới dạng như sau:

0 0 0 Q (1 ) I R    , (5.1) trong đó Q0   bức xạ sóng ngắn tổng cộng (trực xạ và tán xạ) tới mặt đại dương,  albeđo mặt đại dương, phát xạ hiệu dụng (cân bằng bức xạ sóng dài),  0 I  0

R cân bằng bức xạ của mặt đại dương, hay nói đúng hơn, dòng bức xạ kết quả tới mặt đại dương.

Đặc điểm quan trọng của phương trình (5.1) là ở chỗ nó chứa những số hạng mô tả các dòng bức xạ ở những phần phổ khác nhau. Trong đó sự hấp thụ bức xạ diễn ra ở phần phổ sóng ngắn, còn phát xạ thì ở phần phổ sóng dài (hồng ngoại).

Những dòng bức xạ có thể đo được nhờ các loại cảm biến trắc xạ đặt trên boong tầu nghiên cứu khoa học. Độ chính xác phép đo các thành phần của phương trình (5.1) không như nhau. Thí dụ, người ta đo trực xạ với sai số không lớn hơn 2-3 % trong mọi thời tiết nếu thỏa mãn điều kiện Mặt Trời không bị mây che khuất. Sai số phép đo bức xạ phản xạ lớn hơn nhiều và bằng 10-25%. Tuy nhiên nếu lưu ý rằng giá trị của bức xạ phản xạ nhỏ hơn nhiều so với trực xạ, thì sai số phép đo tổng xạ bằng khoảng 5 %.

Sai số đo cân bằng bức xạ sóng dài vào các giờ ban đêm trên tầu thường không quá 15 %.

Chất lượng đo cân bằng bức xạ bằng các máy cân bằng kế thì kém hơn nhiều. Kết quả so sánh các loại máy cân bằng kế trên thế giới đã xác lập được rằng số đo của các dụng cụ này có thể khác biệt nhau tới vài chục phần trăm, đặc biệt vào ban ngày và hiện nay không có một máy cân bằng kế tiêu

chuẩn, mà thiếu cái đó thì không thể chuẩn hóa và nâng cao độ chính xác quan trắc.

Phải lưu ý rằng những quan trắc được thực hiện trên một số không nhiều các tầu thời tiết và trong những chuyến khảo sát chuyên không định kì không cho phép có được quan niệm toàn vẹn về các thành phần cân bằng bức xạ và biến thiên của chúng trên những không gian đại dương rộng lớn.

Rõ ràng giải quyết vấn đề xác định các thành phần cân bằng bức xạ cho các đại dương chỉ có thể dựa trên quan trắc vệ tinh. Tuy nhiên, từ các vệ tinh các dòng bức xạ chỉ đo được với độ chính xác cao tại ranh giới trên của khí quyển. Để ước lượng các thành phần cân bằng bức xạ mặt đại dương thường dùng những mối phụ thuộc thực nghiệm liên hệ giữa các dòng bức xạ tại mặt ranh giới trên của khí quyển và mặt đại dương. Đương nhiên, những giá trị cân bằng bức xạ nhận được như vậy sẽ có sai số lớn so với những ước lượng tương tự tại biên trên của khí quyển.

Vì vậy, cho đến ngày nay vẫn sử dụng rộng rãi những phương pháp tính toán ước lượng các thành phần cân bằng nhiệt, trong đó độ chính xác được nâng cao hơn bằng cách tăng thời kì lấy trung bình của các dữ liệu xuất phát.

Bây giờ ta xét các thành phần cân bằng bức xạ. Như đã nói ở trên, bức xạ tổng cộng là tổng của trực xạ và tán xạ. Việc kết hợp chúng thành một dòng chung là do trong các tính toán năng lượng thì hiệu ứng kết quả của các dòng đó là quan trọng.

Sự nhập bức xạ mặt trời vào mặt đại dương bị điều tiết bởi mây. Khi không có mây (n0) bức xạ mặt trời tổng cộng trong điều kiện bầu trời không mây, gọi là bức xạ có thể có, bằng . Độ lớn của được xác định phụ thuộc vào độ cao Mặt Trời biểu diễn bằng những khoảng giá trị của hệ số trong suốt đặc trưng cho mức độ đục zôn khí của khí quyển. Với khí quyển “trong suốt” hệ số này được xem là bằng một đơn vị.

m

Q Q0 Qm

Trong trường hợp tổng quát chấp nhận rằng

) ( 0 n f Q Qm  . (5.2)

Tồn tại rất nhiều công thức do các tác giả đề xuất và liên hệ tỉ số với cấp lượng mây. Thí dụ, công thức sau đây thường hay được sử dụng 0 /Q Qm 2 2 1 0 1 bn b n Q Qm    , (5.3) trong đó và là những hệ số thực nghiệm. Nhận thấy rằng trong những mối phụ thuộc phức tạp hơn người ta có thể tính tới đặc điểm nhiều tầng của mây.

1

b b2

Còn về albeđô, vấn đề này đã xét ở chương 3, vì vậy ở đây chỉ nhắc lại rằng albeđô phụ thuộc vào một loạt những nhân tố khí tượng thủy văn: lượng mây, sóng gió v.v... Tuy nhiên, trong những tính toán số thường sử dụng các giá trị ước lượng khí hậu của albeđô (xem bảng 3.2). Đại lượng Q0(1)

biểu diễn lượng bức xạ thâm nhập vào bên trong đại dương và được gọi là

bức xạ hấp thụ. Những dữ liệu quan trắc cho thấy thực tế tất cả bức xạ được hấp thụ ở một lớp nước dày khoảng chục mét bên trên.

Bức xạ hiệu dụng là hiệu giữa phát xạ sóng dài của bản thân đại dương ( ) xác định theo nhiệt độ mặt nước và phát xạ ngược lại của khí quyển ( ) phụ thuộc vào phân bố thẳng đứng của nhiệt độ, độ ẩm không khí và lượng mây, tức  0 I  0 I     0 0 0 I I I .

Trong trường hợp tổng quát, phát xạ hiệu dụng là một hiệu số nhỏ của hai đại lượng lớn và . Vì vậy với những thời đoạn lấy trung bình ngắn sẽ xuất hiện những sai số lớn so sánh được với chính đại lượng và chỉ với những thời đoạn lấy trung bình lớn thì độ chính xác của ước lượng phát xạ hiệu dụng mới có thể trở nên tương đối cao.



0

I I0

0

I

Cho rằng đại dương phát xạ như một vật xám, tức sự phát xạ của nó tại tất cả các vùng phổ khác với phát xạ của vật đen tuyệt đối bởi cùng một nhân tử , tức

40 0

0 T

I   , (5.4)

trong đó   hằng số Stephan-Bolzman, T0  nhiệt độ của mặt đại dương tính bằng độ K. Với mặt đại dương bằng phẳng chấp nhận  0,983. Khi xuất hiện sóng biển khả năng phát xạ của đại dương giảm. Vì vậy, với những điều kiện sóng trung bình (4-5 cấp) người ta cho rằng  0,91. Giá trị 

này thường được dùng trong các tính toán số.

Việc ước lượng phát xạ ngược lại của khí quyển phức tạp hơn, nó phụ thuộc vào nhiều nhân tố. Vì vậy trong những trường hợp không cần thiết tính riêng các đại lượng và , người ta sử dụng những công thức tích phân để ước lượng phát xạ hiệu dụng. Với tư cách là thí dụ, chúng tôi dẫn công thức thực nghiệm do Andersen nhận được:

0 0 I I0      0,55 10 4 0,26 0,025 exp( 0,0584 0) 0 10 0 T n H I 0,00490,0054 nexp(0,06H0) ez  , (5.5)

trong đó n tính bằng phần của đơn vị, H0  độ cao trung bình của mây tính bằng nghìn bộ (1 bộ = 0,305 m), ez  áp suất riêng phần của hơi nước trong lớp sát mặt nước.

Phần đóng góp chính tạo nên cân bằng bức xạ là bức xạ tổng cộng. Điều này cho phép trong các tính toán gần đúng xác định những giá trị lấy trung bình trong một thời khoảng đủ dài như là

0

R

0 0 aQ

R  với hệ số tỉ lệ biến đổi từ 0,5 ở các vĩ độ cao đến 0,79 tại xích đạo. Như N.A. Timopheev đã cho biết, khi tính thêm lượng mây thì những giá trị khí hậu trung bình tháng của cân bằng bức xạ có thể được xác định với độ chính xác khá cao theo công thức

 a    (3,31 0,052 ) 22 , 2 2 0 0 Q    R ,

trong đó  chỉ số lượng mây liên hệ với cấp lượng mây bằng một biểu thức phụ thuộc phi tuyến

240 40 , 0 130 , 0 1 n n   .

Do đó, khi không mây 1, còn khi n1 0,47, tức giá trị 