1964. In lại vơi sự cho phép của Hiệp hội Khí t−ợng Mỹ)
3.12 Vai trò quan trắc mây trong cân bằng năng l−ợng trái đất
trái đất
Có thể đo dịng năng l−ợng bức xạ đi vào và thoát khỏi trái đất từ những vệ tinh quĩ đạo. Nếu độ phân giải không gian của các phép đo các dòng năng l−ợng bằng các dụng cụ trên vệ tinh đủ lớn, khi đó có thể nhận biết đ−ợc các phép đo ở điều kiện không có mây. Những phép đo khi khơng có mây này có thể đ−ợc lấy trung bình để −ớc tính nguồn bức xạ trong điều kiện trời quang. Nếu những tình huống khơng có mây này đ−ợc lấy để biểu diễn khí quyển trong điều kiện khơng mây thì sự sai khác giữa nguồn bức xạ trong điều kiện không mây và (nguồn bức xạ − ND) trung bình của tất cả các phép đo biểu thị ảnh h−ởng của mây đến nguồn bức xạ. Ta có thể gọi ảnh h−ởng của mây đến nguồn bức xạ là tác động bức xạ của mây đến cân bằng năng l−ợng.
Bảng 3.3 chỉ ra −ớc l−ợng các thành phần nguồn bức xạ đ−ợc lấy trung bình năm và trên tồn cầu trong điều kiện trung bình, điều kiện khơng mây, và hiệu giữa chúng mà nó đ−ợc gọi là tác động của mây. Độ không chắc chắn của những −ớc l−ợng này vào khoảng 5W/m2
, nh− đã chỉ ra bởi bức xạ thuần trung bình bằng 5 W/m2
, mà về mặt lơgic nó phải bằng 0. Những trị số quan trắc làm tròn cho thấy rằng mây làm tăng albedo từ 15% đến 30%, điều đó dẫn đến sự giảm bức xạ mặt trời hấp thụ đ−ợc 50 W/m2
. Sự làm lạnh này đ−ợc bù đắp một phần nào đó bởi hiệu ứng nhà kính của mây làm giảm OLR khoảng 30 W/m2
. Nh− vậy, tác động thuần tuý của mây đến nguồn bức xạ đã làm mất đi khoảng 20 W/m2
. ý nghĩa của con số này là ở chỗ nếu mây đột ngột bị xố bỏ đi mà khơng làm thay đổi các biến khí hậu khác, thì trái đất sẽ thu nhận thêm đ−ợc 20 W/m2
vào bức xạ thuần và do đó bắt đầu nóng lên. Mức độ tăng nhiệt độ này có thể là hậu quả của sự biến đổi trong cân
bằng bức xạ sẽ đ−ợc trình bày trong ch−ơng 9.
Bảng 3.3 Tác động bức xạ của mây −ớc tính từ các số liệu vệ tinh
Trung bình Mây tự do Tác động của mây
OLR 234 266 +31
Bức xạ mặt trời hấp thụ đ−ợc 239 288 −48
Bức xạ thuần +5 +22 −17
Albedo 30% 15% +15
Mật độ thơng l−ợng bức xạ tính bằng W/m2 và albedo tính bằng % (Theo Harrison và nnk, â American Geophysical Union)
Sự phân bố của mây quan trắc đ−ợc −ớc l−ợng bằng hai cách. Những quan trắc viên bề mặt ghi lại dạng và tỷ lệ phân bố của mây và những chuỗi dài các số liệu quan trắc nh− vậy đ−ợc biên tập đ−a vào trong khí hậu học về mây (Warren và nnk, 1986, 1988). Trong những năm gần đây hơn ng−ời ta đã cố gắng mô tả một cách hệ thống đặc điểm của sự phân bố mây từ những số liệu quan trắc bức xạ hồng ngoại và bức xạ nhìn thấy nhận đ−ợc từ các vệ tinh khí t−ợng (Rossow và Schiffer, 1991). Mỗi một tập số liệu này đều có những mặt mạnh và mặt yếu của nó liên quan đến vị trí quan trắc (từ d−ới lên khác với từ trên xuống) và dụng cụ quan trắc (mắt ng−ời khác với bức xạ kế). Những quan trắc bề mặt quan sát đ−ợc chân mây tốt hơn nhiều, trong khi số liệu đo bằng vệ tinh có thể xác định rất chính xác đỉnh của những đám mây cao nhất và cung cấp trực tiếp hơn trung bình của −ớc l−ợng độ dày quang học ánh sáng nhìn thấy của mây.
Hình 3.21 dẫn ra bản đồ tồn cầu tỷ lệ diện tích che phủ của mây có đỉnh tại các mực khí áp nhỏ hơn 440 mb (mây cao), mây có đỉnh ở các mực khí áp lớn hơn 680 mb (mây thấp) và mây có đỉnh tại mực khí áp bất kỳ (tổng l−ợng mây). Mây cao tập trung ở những dải đối l−u ở nhiệt đới trên vùng xích đạo thuộc Nam Mỹ và châu Phi, và chủ yếu tập trung trên vùng Indonesia và những vùng lân cận đông ấn Độ và tây Thái Bình D−ơng. Mây thấp phổ biến nhất ở những vùng bờ đông của các đại d−ơng cận nhiệt đới và ở các vĩ độ trung bình. Mây thấp tập trung ở bờ đông các đại d−ơng cận nhiệt đới có liên quan với nhiệt độ mặt biển thấp hơn trung bình (hình 7.11) và bao gồm mây tằng tích bị chặn d−ới lớp nghịch nhiệt. Mây thấp tập trung nhiều trên các vùng đại d−ơng và nói chung trên đất liền ít khi quan trắc đ−ợc. Độ che phủ tổng cộng của mây (l−ợng mây tổng quan − ND) cũng phản ánh
−u thế đối với các vùng đại d−ơng, nhất là ở các vĩ độ trung bình, nơi l−ợng mây
tổng quan là lớn nhất. Cực tiểu của l−ợng mây tổng quan xuất hiện ở các vùng sa mạc cận nhiệt đới, nh−ng các vùng có l−ợng mây tổng quan thấp cũng xuất hiện trên biển Caribbe và trên các vùng cận nhiệt đới nam Thái Bình D−ơng, Đại Tây D−ơng và ấn Độ D−ơng.
Có thể nhận đ−ợc −ớc l−ợng về ảnh h−ởng của mây đến nguồn năng l−ợng bức xạ tại đỉnh khí quyển từ các số liệu đo dòng năng l−ợng dải rộng bằng vệ tinh
74
(Harrison và nnk, 1990). Tác động sóng dài của mây là làm giảm OLR do mây và vì vậy sẽ góp phần làm tăng nguồn bức xạ hoặc có tác dụng làm khí hậu bề mặt ấm lên. Sự đóng góp lớn nhất xảy ra trong các vùng đối l−u và dải hội tụ nhiệt đới (ITCZ) ở nhiệt đới, nơi rất nhiều mây cao với đỉnh lạnh (hình 3.22a). Sự giảm bức xạ mặt trời hấp thụ đ−ợc cũng khá lớn ở các vùng này, vì mây đối l−u sâu cũng có albedo cao, cịn mây thấp ở các vĩ độ cao cũng làm giảm bức xạ mặt trời hấp thụ đ−ợc rất hiệu quả (hình 3.22b). ảnh h−ởng thuần tuý của mây đến nguồn năng l−ợng tại đỉnh khí quyển nói chung nhỏ hơn so với các thành phần bức xạ sóng ngắn và sóng dài của nó, vì trong hầu hết các tr−ờng hợp chúng có dấu ng−ợc nhau. Đóng góp thuần tuý của mây lớn nhất là làm giảm bức xạ thuần do mây thấp ở các vĩ độ cao và các vùng mây tầng ở phía đơng các đại d−ơng cận nhiệt đới (hình 3.22c).
Hình 3.21 Phần trăm diện tích mây bao phủ trung bình năm −ớc l−ợng từ số liệu vệ tinh trong dự
án Khí hậu mây vệ tinh quốc tế (International Satellite Cloud Climatology Project) (Theo Rossow
và Schiffer, 1991). (a) Mây có đỉnh cao hơn 440mb, (b) mây có đỉnh thấp hơn 680 mb và (c) tất cả
các loại mây. Trong hình (a) và (b) khoảng giữa các đ−ờng là 5%, với những giá trị lớn hơn 30% đ−ợc tô nhạt, lớn hơn 50% đ−ợc tô đậm. Trong (c) khoảng giữa các đ−ờng cũng là 5% , nh−ng tơ
76
Hình 3.22 Nguồn bức xạ tại đỉnh khí quyển trung bình năm do tác động của mây −ớc l−ợng theo số liệu vệ tinh của dự án Khảo sát thực nghiệm nguồn bức xạ Trái đất (Earth Radiation Budget Experiment − ERBE; Harrison và nnk, 1990). a) Sự giảm OLR gây nên bởi mây, b) Sự tăng bức xạ mặt trời hấp thụ đ−ợc bởi mây (Chú ý các giá trị âm), và c) Sự tăng bức xạ thuần do mây. Khoảng cách giữa các đ−ờng là 10W/m2. Các vùng đ−ợc tô đối với những giá trị lớn hơn +40 trong hình a), nhỏ hơn −40 (nhạt) và −80 (đậm) trong hình b), và nhỏ hơn −40 (đậm) và lớn hơn 0 (nhạt) trong
Câu hỏi và bài tập
1. Giả sử một chất khí hấp thụ bức xạ mặt trời có tỷ số xáo trộn đồng nhất bằng 1g/kg và hệ số hấp thụ bằng 5 m2
/kg. Tại độ cao nào sẽ xuất hiện cực đại c−ờng độ hấp thụ năng l−ợng trên một đơn vị khối l−ợng? Giả thiết khí quyển đẳng nhiệt có nhiệt độ T=260K, và khí áp bề mặt bằng 1,025 x 105
Pa, và mặt trời chiếu thẳng đỉnh đầu.
2. Trong bài 1, nếu phạm vi tần số tại đó sự hấp thụ xảy ra chiếm 5% dịng năng l−ợng mặt trời tổng cộng, tốc độ đốt nóng bằng bao nhiêu độ trong một ngày ở mực hấp thụ năng l−ợng cực đại? Tốc độ đốt nóng một độ cao qui mơ phía trên và phía d−ới mực hấp thụ năng l−ợng cực đại bằng bao nhiêu? Sử dụng độ nắng trung bình tồn cầu.
3. Làm bài 1 với góc thiên đỉnh mặt trời bằng 45 độ. Nhận xét sự khác nhau do góc thiên đỉnh gây ra.
4. Sử dụng mơ hình trên hình 3.10, nh−ng phân bố đốt nóng bức xạ mặt trời sao cho 0,3σTe4 bị hấp thụ trong từng lớp của hai lớp khí quyển và 0,4σTe4 cịn lại bị hấp thụ tại bề mặt. Tính profile nhiệt độ cân bằng bức xạ mới. Nó khác gì so với tr−ờng hợp trong đó tất cả bức xạ mặt trời đ−ợc dùng đốt nóng bề mặt?
5. Đặt hai lớp trong mơ hình trên hình 3.10 tại các độ cao 2,5 và 5,0 km. Giả thiết cố định gradien nhiệt độ 6,5 K/km. Tìm các ph−ơng trình cân bằng năng l−ợng bao gồm dịng năng l−ợng đối l−u ch−a biết từ bề mặt đến lớp d−ới thấp và từ lớp thấp đến lớp trên. Tìm profile nhiệt độ cân bằng nhiệt và tìm các dịng năng l−ợng đối l−u đòi hỏi từ bề mặt và lớp d−ới thấp. (Gợi ý: Thực hiện bắt đầu từ đỉnh khí quyển xuống các lớp d−ới). So sánh các dòng bức xạ và đối l−u nhận đ−ợc với giá trị cho trên hình 2.4?
6. Cũng với những điều kiện trong bài 5, hãy tính profile nhiệt độ cân bằng bức xạ thuần t khơng có sự hiệu chỉnh đối l−u. Vẽ profile nhiệt độ cân bằng bức xạ thuần t và cân bằng nhiệt từ mơ hình này với các mực tại 2,5 và 5,0 km và so sánh chúng với profile đã nêu trong hình 3.16. Điều gì xảy ra nếu mực trên cùng đ−ợc dịch chuyển lên hoặc xuống 2 km? Sự phụ thuộc của lớp vào độ cao có hợp lý khơng?
7. Giả sử rằng mây đối l−u nhiệt đới làm cho albedo hành tinh trung bình đạt khoảng 0,6 so với albedo trong điều kiện không mây là khoảng 0,1. Độ chiếu nắng khoảng 400 W/m2
và OLR trong điều kiện không mây khoảng 280 W/m2
. Sử dụng mơ hình đơn giản trong mục 3.11 để tìm nhiệt độ đỉnh mây mà ở nhiệt độ này ảnh h−ởng bức xạ thuần của mây bằng 0. Nhiệt độ đó có quan trắc thấy trong tầng đối l−u nhiệt đới khơng và nếu có thì nó ở đâu? (tham khảo hình 1.3). Nếu nhiệt độ bề mặt là 300K và gradien nhiệt độ thẳng đứng trung bình là 5 K/km, tại độ cao nào đỉnh mây có thể sinh ra hiệu ứng sóng dài và sóng ngắn của mây thực sự bằng và ng−ợc nhau?
8. Cũng với những điều kiện của bài 7, c−ờng độ (rate) mất năng l−ợng bức xạ thuần bằng bao nhiêu nếu albedo của mây là 0,7 chứ không phải 0,6? Đỉnh mây cần hạ thấp hơn bao nhiêu để tạo ra sự giảm bức xạ thuần nh− nhau?