Ch−ơng 3 Sự truyền bức xạ khí quyển và khí hậu
3.10 profile nhiệt độ Cân bằng bức xạ − đối l−u
Một ph−ơng pháp đơn giản nh−ng hợp lý để hiểu đ−ợc ảnh h−ởng của sự truyền bức xạ đối với khí hậu là có thể giải ph−ơng trình truyền bức xạ trong điều kiện trung bình tồn cầu của trái đất. Điều đó bao gồm việc xây dựng những mơ hình thích hợp đối với sự truyền (bức xạ − ND) của các hệ thống băng dải quan trọng khác nhau trong khí quyển, đ−a chúng vào cùng những cách tính tốn ph−ơng trình truyền bức xạ t−ơng tự nhau và dùng ph−ơng pháp lặp để nhận đ−ợc nghiệm cân bằng ổn định. Những mơ hình nh− vậy là phiên bản (version) đã đ−ợc làm phức tạp hơn nhiều của mơ hình cân bằng bức xạ đơn giản đã nêu trong mục 3.8.
Hình 3.15 Sự phụ thuộc của phát xạ sóng dài vào a) hàm l−ợng n−ớc lỏng (Theo Slingo và nnk, 1982; in lại với sự cho phép của Hiệp hội Khí t−ợng Hồng gia) và b) hàm l−ợng băng (Theo
Griffith và nnk, 1980; in lại với sự cho phép của Hiệp hội Khí t−ợng Mỹ)
Các biến xác định dịng năng l−ợng bức xạ trong khí quyển bao gồm các thành phần khí của khí quyển, các tính chất xon khí và mây, albedo bề mặt và độ chiếu nắng. Vì sự vận chuyển năng l−ợng theo ph−ơng ngang do chuyển động khí quyển và đại d−ơng làm ảnh h−ởng đến khí hậu địa ph−ơng, nên nó đ−ợc quan tâm nhất để tính cân bằng bức xạ đối với điều kiện trung bình trên tồn cầu. Trong mơ hình
trung bình tồn cầu nhiệt độ và tất cả các biến khác chỉ phụ thuộc vào độ cao, cịn độ chiếu nắng trung bình tồn cầu và góc thiên đỉnh mặt trời đ−ợc lấy một cách thích hợp. Để hiểu cơ sở của cân bằng năng l−ợng bức xạ trái đất ta cần phải chỉ rõ những điểm sau đây:
1) H2O: Hơi n−ớc là chất khí quan trọng nhất đối với sự truyền bức xạ trong khí quyển. Sự phân bố của nó biến động rất mạnh. Nguồn cung cấp và tiêu hao (sự bốc hơi và ng−ng tụ) đ−ợc xác định bởi chính khí hậu, và mức độ biến đổi của chúng nhanh ở những nơi mà chuyển động khí quyển làm xáo trộn khơng khí ẩm và khơ với nhau. Hơi n−ớc có dải dao động − quay gần 6,3 àm và liên tục quay ở b−ớc sóng dài hơn khoảng 12 àm. Nó cũng là chất hấp thụ cơ bản bức xạ mặt trời trong tầng đối l−u.
2) CO2: Tỷ số xáo trộn của carbon dioxide tăng khoảng 0,4% một năm chủ yếu do đốt cháy dầu và than đá. Năm 1990 có giá trị khoảng 350 ppmv. Vì nguồn cung cấp và tiêu hao CO2 là chậm so với thời gian nó hồ trộn hồn tồn vào trong khí quyển, tỷ số xáo trộn của nó có thể đ−ợc giả thiết là không đổi theo vĩ độ và độ cao cho đến khoảng 100 km. Dải dao động − quay mạnh ở 15àm của CO2 là quan trọng đối với sự truyền bức xạ sóng dài. Một l−ợng đáng kể bức xạ mặt trời bị hấp thụ bởi carbon dioxide.
3) O3: Ozone có nguồn cung cấp và tiêu hao nhanh trong tầng bình l−u, nơi hầu hết ozone khí quyển khu trú. Gần mặt đất ozone đ−ợc tạo ra trong mối liên quan với s−ơng khói quang hố. Nồng độ của nó ở giữa và trên tầng bình l−u phụ thuộc vào nhiệt độ, độ chiếu nắng, và một loạt vết tích các hoạt động quang hố. Ozone có dải dao động − quay gần 9,6 àm, quan trọng đối với sự truyền bức xạ sóng dài, và cũng có sự phân ly liên tục làm hấp thụ bức xạ mặt trời giữa 200 và 300 nm. Sự hấp thụ bức xạ mặt trời bởi ozone làm đốt nóng khí quyển giữa và gây nên sự tăng nhiệt độ theo độ cao ở tầng bình l−u và đỉnh tầng đối l−u.
4) Xon khí: Các dạng xon khí khác nhau của khí quyển làm ảnh h−ởng đến cả sự truyền bức xạ mặt trời và bức xạ trái đất. Lớp xon khí axit sulfuric tồn tại ở gần 25 km giữa tầng bình l−u. Xon khí sulfate trong tầng đối l−u cũng quan trọng đối với bức xạ, và d−ờng nh− nó tăng do kết quả hoạt động của con ng−ời, chủ yếu do đốt cháy nhiên liệu hoá thạch.
5) Albedo bề mặt: Albedo bề mặt biến đổi mạnh từ địa ph−ơng này đến địa ph−ơng khác trên các vùng lục địa, phụ thuộc vào dạng và điều kiện của chất bề mặt và thực vật. Trên biển thống nó hầu nh− là hàm của góc thiên đỉnh mặt trời, nh−ng nó cũng phụ thuộc vào trạng thái mặt biển. Khi bề mặt bị tuyết phủ, albedo của nó nói chung cao hơn nhiều so với khi khơng có băng tuyết.
6) Mây: Mây biến đổi đáng kể về l−ợng và dạng trên tồn cầu. Chúng có ảnh h−ởng rất lớn đến sự truyền năng l−ợng bức xạ sóng dài và bức xạ mặt trời trong khí quyển. Sự phân bố theo thời gian và khơng gian và tính chất quang học của mây rất quan trọng đối với khí hậu. Để tính cân bằng bức xạ trung bình tồn cầu cần phải chỉ ra những tính chất bức xạ của mây. Cách tiếp cận đơn giản nhất là giả
66
thiết mặt phẳng mây song song và chỉ rõ sự phân bố của chúng theo ph−ơng thẳng đứng. Các tính chất quang học của mây cũng cần phải đ−ợc làm rõ. Đối với bức xạ mặt trời cần chỉ ra tỷ lệ chùm bức xạ bị mây hấp thụ và phản xạ, t−ơng ứng chúng đ−ợc gọi là độ hấp thụ và độ phản xạ. Thông th−ờng mây n−ớc hấp thụ bức xạ mặt trời t−ơng đối yếu, nh−ng chúng làm tán xạ một cách hiệu quả bức xạ mặt trời trở lại khơng gian vũ trụ và vì thế có độ phản xạ lớn. Mây dày có thể đ−ợc xem nh− là vật đen đối với bức xạ sóng dài, do đó chúng hấp thụ tồn bộ bức xạ sóng dài đi đến và phát xạ giống nh− vật đen với nhiệt độ của khí quyển ở cùng mực với mây. Một cách tiếp cận đơn giản là chỉ ra thuộc tính của ba dạng mây nh− trong bảng 3.2. Những giá trị albedo dựa trên cơ sở −ớc l−ợng cũ và không nhất thiết là tập tiêu biểu nhất, nh−ng chúng là những giá trị đ−ợc sử dụng trong tính tốn đ−ợc nêu ra ở đây.
Hình 3.16 đ−a ra profile nhiệt độ tính tốn trong điều kiện cân bằng bức xạ. Nhiệt độ khí quyển trong điều kiện cân bằng bức xạ giảm nhanh theo độ cao ở gần bề mặt. Trong tầng đối l−u, profile nhiệt độ cân bằng bức xạ bất ổn định thuỷ tĩnh theo nghĩa là phần tử khí khi đ−ợc nâng nhẹ lên sẽ bị nổi và tiếp tục đi lên. Trong khí quyển thực, chuyển động khí quyển lấy nhiệt từ bề mặt và xáo trộn nó trong suốt cả tầng đối l−u. Hình 2.4 chỉ ra rằng chuyển động khí quyển lấy đi 60% năng l−ợng từ bề mặt bằng vận chuyển nhiệt và hơi n−ớc, và chỉ có 40% là do phát xạ bức xạ sóng dài. Profile nhiệt độ trung bình tồn cầu của khí quyển trái đất khơng phải là profile cân bằng bức xạ, mà là profile cân bằng bức xạ − đối l−u. Để nhận đ−ợc cân bằng năng l−ợng thẳng đứng trung bình tồn cầu thực, cần phải đ−a vào dịng năng l−ợng thẳng đứng do chuyển động khí quyển.
Hình 3.16 Profile nhiệt độ tính tốn theo cân bằng bức xạ và cân bằng nhiệt với gradien nhiệt
độ là 9.80C/km và 6.50C/km (Theo Manabe và Strickler, 1964. In lại với sự cho phép của Hiệp hội
Bảng 3.2 Giá trị độ phản xạ và độ hấp thụ sóng ngắn của mây và tỷ lệ diện tích phủ đ−ợc thừa
nhận trong cơng trình của Manabe và Strickler (1964)
Dạng Độ phản xạ sóng ngắn Độ hấp thụ sóng ngắn % diện tích
Cao (cirrus) 0.21 0.005 0.228
Trung (cumulus) 0.48 0.020 0.090
Thấp (stratus) 0.69 0.035 0.313
Thủ thuật đơn giản nhất để có thể đ−a hiệu ứng vận chuyển năng l−ợng thẳng đứng do chuyển động vào mơ hình truyền bức xạ trung bình tồn cầu đ−ợc gọi là thủ thuật hiệu chỉnh đối l−u. D−ới sự gị ép này gradien nhiệt độ thẳng đứng khơng đ−ợc phép v−ợt quá một giá trị tới hạn là 6,5 K/km. Tại những nơi mà quá trình bức xạ làm cho gradien nhiệt độ thẳng đứng lớn hơn giá trị cực đại đã chỉ ra, sự truyền nhiệt phi bức xạ lên trên đ−ợc giả thiết xuất hiện để duy trì gradient nhiệt độ nói trên, sao cho năng l−ợng đ−ợc bảo toàn. Sự phân bố lại năng l−ợng thẳng đứng nhân tạo (artificial) này đ−ợc dùng để biểu diễn ảnh h−ởng của chuyển động khí quyển đến profile nhiệt độ thẳng đứng, mà khơng tính tốn một cách rõ ràng dòng năng l−ợng phi bức xạ hoặc chuyển động khí quyển. Trong mơ hình trung bình tồn cầu lớp “đ−ợc hiệu chỉnh” này kéo dài từ bề mặt đến đỉnh tầng đối l−u.
Profile nhiệt độ cân bằng năng l−ợng khi sự truyền bức xạ và hiệu chỉnh đối l−u đã đ−ợc tính đến có thể gọi là profile cân bằng bức xạ − đối l−u hoặc profile cân bằng nhiệt. Profile cân bằng nhiệt cho tr−ờng hợp gradien nhiệt độ cực đại giả thiết bằng 6,5oC/km và gradient đoạn nhiệt khô của nhiệt độ bằng 9,8oC/km đ−ợc dẫn ra trên hình 3.16. Profile cân bằng nhiệt nhận đ−ợc với gradient nhiệt độ 6,5oC/km gần với profile nhiệt độ quan trắc trung bình tồn cầu. Khơng có một lý do nào tồn tại tr−ớc khi chọn gradient nhiệt độ hiệu chỉnh bằng 6,5o
C/km ngồi việc nó phù hợp với giá trị quan trắc trung bình tồn cầu. Việc duy trì gradient thẳng đứng của nhiệt độ của khí quyển là phức tạp và liên quan với nhiều quá trình và qui mơ chuyển động.
Việc sử dụng mơ hình khí hậu nhằm để hiểu những nhân tố nào là quan trọng nhất và những biến đổi trong các nhân tố này sẽ làm ảnh h−ởng tới khí hậu nh− thế nào. Đặc biệt, mơ hình cân bằng bức xạ − đối l−u một chiều là hữu ích để hiểu vai trị của các chất khí và mây trong việc xác định profile nhiệt độ. Hình 3.17 dẫn ra ba profile cân bằng nhận đ−ợc với các thành phần khí khác nhau nh−ng khơng có mây. Khi chỉ có sự hiện diện của hơi n−ớc sẽ nhận đ−ợc profile xấp xỉ hợp lý với profile quan trắc, ngoại trừ trong tầng bình l−u khơng có hơi n−ớc. Carbon dioxide có tỷ số xáo trộn 300 ppm làm tăng nhiệt độ khoảng 10K so với cân bằng nhận đ−ợc khi chỉ có mặt của hơi n−ớc. Đỉnh tầng đối l−u thể hiện nét rõ và sự tăng nhiệt độ theo độ cao, đặc tr−ng cho tầng bình l−u, chỉ xuất hiện khi sự hấp thụ bức xạ mặt trời do ozone đ−ợc đ−a vào mơ hình.
Sự đóng góp của các chất khí riêng biệt vào tốc độ đốt nóng trong cân bằng bức xạ − đối l−u đ−ợc chỉ ra trên hình 3.18. Trong tầng bình l−u gradient thẳng đứng của nhiệt độ đối với cân bằng bức xạ không lớn và d−ơng, do đó khơng địi hỏi phải
68
hiệu chỉnh đối l−u. Cân bằng bậc nhất (first−order) là cân bằng giữa đốt nóng sinh ra do ozone hấp thụ bức xạ mặt trời và làm lạnh do phát xạ sóng dài của carbon dioxide. Tầng đối l−u khơng cân bằng bức xạ, và tốc độ làm lạnh bức xạ thuần khoảng 1,5 K/ngày đ−ợc cân bằng bởi truyền nhiệt đối l−u từ bề mặt, nơi có sự khơng cân bằng bức xạ thuần d−ơng. Trong khí quyển sạch sự làm lạnh sóng dài thuần này đ−ợc lấy gần đúng khá tốt bằng sự làm lạnh do hơi n−ớc phát xạ. Trong tầng đối l−u, một cách gần đúng, sự làm lạnh sóng dài từ carbon dioxide đ−ợc cân bằng bởi hấp thụ bức xạ mặt trời do hơi n−ớc. Từ những kết quả tính tốn cân bằng bức xạ − đối l−u trình bày trên các hình 3.17 và 3.18 ta kết luận rằng, hơi n−ớc là khí nhà kính quan trọng nhất trong khí quyển tự nhiên.
Các mơ hình cân bằng bức xạ − đối l−u cũng có thể đ−ợc sử dụng để khảo sát ảnh h−ởng của mây đơn thuần đến profile nhiệt độ. Hình 3.19 chỉ ra hiệu ứng của việc đ−a vào các loại mây có những tính chất khác nhau. Mây thấp làm giảm mạnh nhiệt độ ở bề mặt và trong tầng đối l−u, trong khi việc đ−a thêm vào mây cao có thể làm cho nhiệt độ bề mặt v−ợt quá giá trị nhận đ−ợc trong điều kiện không mây. Albedo đối với mây thấp đ−ợc giả thiết là cao hơn, vì thế sự phản xạ bức xạ mặt trời lớn hơn, giải thích phần nào hiệu ứng làm lạnh mạnh hơn của chúng (bảng 3.2). Tuy nhiên, mây thấp hơn có ảnh h−ởng yếu hơn đến bức xạ sóng dài thốt ra, vì nhiệt độ đỉnh của chúng cao hơn, và điều đó cũng giải thích một phần tác dụng làm lạnh lớn hơn của mây thấp trong những tính tốn này.
Hình 3.17 Các profile cân bằng nhiệt cho ba tr−ờng hợp khí quyển có mây với gradien nhiệt độ
thẳng đứng tới hạn bằng 6.5 K/km. Một tr−ờng hợp khí quyển chỉ có hơi n−ớc; một tr−ờng hợp bao gồm cả hơi n−ớc và carbon dioxit; và tr−ờng hợp thứ bakhí quyển chứa hơi n−ớc, carbon dioxit và ozone. (Theo Manabe và Strickler, 1964. In lại với sự cho phép của Hiệp hội Khí t−ợng
Hình 3.18 Profile tốc độ đốt nóng do bức xạ đối với khí quyển quang mây. LH2O, LCO2 và LO3 chỉ tốc độ đốt nóng t−ơng ứng liên quan với sự làm lạnh do phát xạ sóng dài của hơi n−ớc, carbon dioxit và ozone. Tiếp đầu ngữ S chỉ tốc độ đốt nóng liên quan đến sự hấp thụ bức xạ mặt trời của
từng loại khí này. NET là tổng của đốt nóng do bức xạ sóng dài và bức xạ mặt trời của tất cả các chất khí này (Theo Manabe và Strikler, 1964. In lại với sự cho phép của Hiệp hội Khí t−ợng Mỹ)
Hình 3.19 Profile nhiệt độ cân bằng nhiệt đối với khí quyển có phân bố mây khác nhau. Độ cao
mây t−ơng ứng với dạng mây đ−ợc ghi ở bên phải (L= mây thấp, M = mây trung, H = mây cao). Đ−ờng đậm đứt qu∙ng chỉ profile cân bằng trong điều kiện trời quang (Theo Manabe và Strickler,