Luận văn Nghiên cứu, đánh giá các sol khí sunfat, cacbon đen và cacbon hữu cơ ảnh hưởng tới nhiệt độ và lượng mưa khu vực

trong đó T là nhiệt độ của lớp hồ, và ke và km là khuyếch tán rối và khuyếch tán phân tử tương ứng. Tham số hóa của Henderson-Sellers 1986 được sử dụng để tính toán ke và km là cho bằng một hằng số không đổi bằng 39x10-7 m2 s-1 ngoại trừ bên dưới băng và các điểm sâu nhất trong hồ. Các thông lượng hiển nhiệt và ẩn nhiệt từ hồ là được tính toán bằng việc sử dụng tham số hóa BATS. Các công thức cho thông lượng ẩn nhiệt (Fq) và hiển nhiệt (Fs): Fq=aCDVa(qs-qa) Fs=aCpCDVa(Ts-Ta) (1.20) (1.21) Trong đó các chỉ số s và a liên quan đến bề mặt và không khí tương ứng; a là mật độ không khí, Va là tốc độ gió, Cp, q là độ ẩm riêng và T là nhiệt độ. Hệ số nhớt động lượng CD phụ thuộc vào chiều dài độ nhám và số Richardson bề mặt. Bức xạ sóng dài phát xạ từ hồ được tính toán theo định luật Stefan-Boltzmann. 1.2.4.9. Sinh quyển Kể từ phiên bản RegCM3, các tính toán vật lí bề mặt đã được thực hiện bằng việc sử dụng BATS 1e. BATS miêu tả vận chuyển năng lượng, khối lượng, động lượng giữa khí quyển và sinh quyển. Nó gồm ba lớp đất: 10cm, 1-2m, 3m, một lớp thực vật và một lớp tuyết. Trong RegCM3 thì đã có một vài thay đổi đối với BATS để giải thích cho khả năng biến đổi dưới lưới của địa hình và sử dụng đất. Hiện nay RegCM3 đang được phát triển để kết hợp với mô hình đất cộng đồng phiên bản 3 (CLM3). CLM3 là một mô hình 10 lớp đất chi tiết, một sự phát triển chủ yếu đối với phiên bản này là CLM3 có công thức của dòng chảy mặt mới, thực vật động lực. 40 1.2.4.10. Thể nước Trong RegCM3 thể nước có thể phân loại thành đại dương và hồ. Các thông lượng năng lượng từ đại dương được tính toán từ nhiệt độ bề mặt biển theo qui định với đại dương ảnh hưởng đến khí quyển nhưng khí quyển không ảnh hưởng tới đại dương. Trong RegCM có hai lựa chọn cho tham số hóa đối với tính toán thông lượng từ đại dương: theo công thức BATS và sơ đồ mới Zng (Zeng 1998). Các thử nghiệm của francisco (2005) cho thấy RegCM3 kết hợp với sơ đồ Zeng cho kết quả tốt trong việc tính thông lượng bốc hơi trên Nam Thái Bình Dương. RegCM3 cũng bao gồm cả mô hình hồ một chiều để mô phỏng thay đổi mùa của nhiệt độ hồ, bốc hơi, và độ che phủ băng. Trong tương lai thì RegCM3 sẽ có kề hoạch kết hợp với một mô hình đại dương khu vực. 1.2.4.11. Sol khí và hóa học khí quyển Nét riêng biệt chủ yếu của mô hình RegCM là đưa hai module tác động sol khí: mô đun sol khí bao gồm oxit sulfua, sulfat, cacbon đen thấm và không thấm nước, cacbon hữu cơ. Mô đun bụi bao gồm các hạt bụi. Mô đun sol khí tính các tác động sol khí – bức xạ, sol khí – mây tới khí hậu. Trong mô hình cài đặt ba mô phỏng, một là không có tác động của sol khí, hai trường hợp còn lại là sol khí tác động dạng kết hợp và không kết hợp. Sol khí trong khí quyển có tác động quan trọng lên hệ thống khí hậu, đặc biệt là qui mô khu vực. RegCM3 và sulfat, cacbon hữu cơ và sol khí cacbon đen được nghiên cứu chi tiết bởi Quian (2001); Solmon (2005). Sơ đồ này giải thích cho việc gây ra bình lưu khí quyển, khuếch tán do rối, vận chuyển thẳng đứng bởi đối lưu sâu. Cả ảnh hưởng trực tiếp và gián tiếp của sol khí đều được đưa vào trong RegCM3. Các nghiên cứu về sol khí và hóa học cho khu vực Đông Á bởi Giorgi (1993a) cho khu vực Châu Âu-Châu Phi bởi Solmon (2005). 41 Ngoài ra kết hợp giữa tham số hóa bụi và RegCM3 gần đây đã được thực hiện bằng sử dụng một sơ đồ dựa chủ yếu vào công trình của Marticorena và Bergameti (1995); Alfaro và Gomes (2001). Sơ đồ này hiện nay đang trong giai đoạn thử nghiệm và sẽ cho ra phiên bản chuẩn trong tương lai gần. 1.2.4.12. Điều kiện ban đầu và điều kiện biên RegCM3 yêu cầu các điều kiện ban đầu và các điều kiện biên phụ thuộc vào thời gian đối với các thành phần tốc độ gió, nhiệt độ, áp suất bề mặt và hơi nước. Ngoài ra SSTs phải được xác định trên đại dương. Mô hình hiện nay có thể chạy với nhiều nguồn số liệu phân tích lại khác nhau và các điều kiện biên GCM. Sự thật là đến bây giờ thì có các nguồn số liệu sau có thể chạy với RegCM3 bao gồm NCEP/NCAR (NNRP), ECMWF phân tích lại 40 năm (ERA40), CCM3, ECHAM, HadAM3H và CAM. 1.3. MỤC TIÊU CHÍNH CỦA LUẬN VĂN Xem xét tác động trực tiếp của sol khí gây ra bởi con người lên giáng thủy ở khu vực Đông Nam Á. Với mô hình kết hợp đầy đủ (mô hình khí hậu – hóa học – sol khí) có khả năng cho thấy mối liên hệ giữa trạng thái nhiễu của sol khí và biến đổi khí hậu. Module về sol khí bao gồm 6 phương trình dự báo cho SO2, SO4 2-, cacbon đen (BC) thấm nước và không thấm nước, cacbon hữu cơ (OC), bao gồm sự phát tán, bình lưu, sự lắng đọng khô và ẩm, sản phẩm hóa học và sự chuyển đổi. Luận án mô phỏng 4 trường hợp tác động của sol khí tới khí quyển. Tác động trực tiếp của SOx, BC thấm và không thấm nước, OC thấm và không thấm nước và tác động của cả SOx, BC và OC lên khí hậu khu vực Đông Nam Á. Trong trường hợp này, tác động âm làm tăng cường sự ổn định của khí quyển và có xu hướng kiềm chế giáng thủy. Kết quả cho thấy giữa mô hình sol khí và mô hình khí hậu cho thấy có sự giảm không nhất quán giữa mô hình mô phỏng và quan trắc giáng thủy trên khu vực nghiên cứu. 42 CHƯƠNG 2. MÔ HÌNH VÀ THIẾT KẾ THÍ NGHIỆM 2.1. SOL KHÍ SULFAT VÀ CACBON TRONG MÔ HÌNH RegCM3 2.1.1. Phương trình tỉ lệ xáo trộn Các đo lường ở khu vực nông thôn và thành thị trên khu vực Đông Á như cường độ các giai đoạn của bão bụi, thành phần cấu tạo và tác động của bức xạ lên các phần tử cho thấy 2 thành phần tác động lớn bởi con người là sol khí SO4 và Cacbon. Để mô phỏng sự phân bố của 2 loại sol khí này, mô hình kết hợp hóa học và khí hậu được phát triển để giải tỉ lệ xáo trộn (χ với đơn vị kg kg-1 không khí) của 6 loại hóa học: khí SO2, SO4 2- , BC (thấm nước và không thấm nước), OC (thấm nước và không thấm nước), được mô tả theo phương trình dự báo: (2.1) Trong đó i ngầm hiểu là chỉ số các loại sol khí. Thành phần thứ nhất của phương trình trên là bình lưu ngang và thẳng đứng, FH,i và FV,i là nhiễu ngang và thẳng đứng, Si là thành phần phát thải, Tgas,i là xu hướng chuyển đổi trạng thái của các chất khí, Thetero,i là các phản ứng của sol khí không đồng nhất, Tls,i va Tconv,i là các quá trình quy mô lớn và mây đối lưu, Tbelow-cloud,i là tỉ lệ kết tủa làm sạch, Tdry,i là thành phần lắng đọng khô. Tất cả các thành phần đối lưu và phân tán đều giống như trong mô hình MM5 cho tỉ lệ xáo trộn nước mây (Grell, 1994; Qian, 2001) 2.1.2. Sol khí Sulfat Trong phần này sẽ trình bày công thức sulfur dựa trên Kasibhatla (1997) với sự xem xét lại và hiệu chỉnh lại của Qian (2001) và Tan (2002). Mô tả ngắn gọn các thành phần bên phải của phương trình trên, ngoại trừ thành phần bình lưu và phần phân tán. Giai đoạn ban đầu khí bị oxi hóa bởi phản ứng SO2 với OH tạo ra SO4 2- 43 (2.2) Trong đó kOH,SO2 là nhiệt độ - phụ thuộc vào tỉ lệ phản ứng cố định, OH trong mô hình mô phỏng chuyển đổi hóa học khu vực cùng miền với RegCM3 Sự chuyển đổi SO2 thành SO4 2- bao gồm tính đến tác động phản ứng không đồng nhất của SO2 với các sol khí tồn tại trước đó. Các phản ứng đã được thừa nhận chỉ xảy ra trong lớp biên và tạo giả bậc 1 với hệ số phản ứng là 6x10-6 s -1, (2.3) Độ pH của nước trong mây trên khu vực Đông Á dưới 5, SO2 có tính tan tương đối thấp, và quá trình chuyển đổi hóa học không cần nước, hầu hết SO2 trong mây tồn tại trong khe không khí. Do đó, tốc độ dịch chuyển của SO2 trong mây bị giới hạn bởi tốc độ của giai đoạn chuyển đổi nước của SO2 thành SO4 2- khi SO2 bị phân hủy trong mây thành ion HSO3 - và SO3 2- và sau đó oxi hóa bởi sự hòa tan của H2O2 và O3. Các ion phản ứng với O3 chỉ khoảng 10% oxi hóa do vậy oxi hóa do O3 sẽ bị loại bỏ. Trong quá trình chuyển đổi phải giả thiết giới hạn trong tính SO2 và H2O2, và một hàm chứa nước lỏng trong mây, phần mây phủ và thời gian tồn tại của mây. Như đã đề cập ở trên, RegCM3 mô phỏng 2 loại mây, mây quy mô lớn và mây đối lưu. Đối với mây quy mô lớn, xu hướng của SO2 trong phương trình 2.2 được biến đổi thành: (2.4) Trong đó frcls là phần mây bao phủ của các mây quy mô lớn (bằng 1, ngoại trừ trường hợp mây đối lưu được trình bày như trên, thì là 0.7), wL (g m -3) là khối lượng nước lỏng, cách thức tính này được tính từ phương trình dự báo động lực của 44 RegCM3, A (=360g m-3 s-1) là các tham số từ mô phỏng hóa học mây của Chameides (1984), cái này liên quan đến trạng thái cân bằng SO2 tan trong mây, dt là bước thời gian (=200s), và thành phần min (χSO2, χH2O2) được sử dụng để chắc chắn rằng chuyển đổi SO2 bị giới hạn bởi sự xuất hiện của H2O2 bất cứ khí nào H2O2 < SO2. SO4 2- là sản phẩm oxi hóa SO2 trong mây, và SO4 2- vào trong mây, nó dịch chuyển một phần bởi quá trình giáng thủy. Các quan trắc trước đó cho thấy SO4 2- tan toàn bộ trong nước mây, vì vậy hệ số độ ẩm chuyển rời trong mây chủ yếu là đồng nhất. Bởi vậy, trong các mây quy mô lớn, SO4 2- được đưa ra là: (2.5) Trong đó rrem là tần suất tự động chuyển đổi từ mây nước thành mây gây mưa, được đưa ra bởi tốc độ tự động chuyển đổi (Pautocv), được chia ra bởi tỉ lệ xáo trộn nước mây (wL). Thêm vào chuyển đổi hóa học và dịch chuyển ẩm, các mây đối lưu có thể ảnh hưởng theo phân bố ngang và thẳng đứng của các chất hóa học thông qua đối lưu và vận chuyển. Tác động của vận chuyển đối lưu và di chuyển ẩm của SOx trong mô hình đóng kín theo như nước bốc hơi và vì vậy vẫn sử dụng các công sử dụng trước đó cho RegCM3. Đầu tiên chúng ta tính toán tổng lượng SOx vào trong mây đối lưu ở tại mực k bằng thừa nhận rằng lượng chất hóa học vào mây tỉ lệ với lượng nước bốc hơi vào mây và các tập trung tương đối của các chất hóa học và nước bốc hơi ở mực đó (2.6) 45 (2.7) Trong đó qv là tỉ lệ xáo trộn của nước bốc hơi và qvtendency, và qv là xu hướng của nước bốc hơi tại mực k nguyên nhân là do sự hội tụ ngang, En(k)i là tỉ lệ của các chất hóa học (ví dụ như SO2 và SO4 2-, Cacbon) được đưa vào trong mây tại mực k và Si là lượng tích hợp của chất hóa học i vào trong mây từ chân mây tới đỉnh mây. Vì vậy lượng hội tụ SO2 và SO4 2- ở mực k bởi sự cuốn hút mây En(k)SO2 và En(k)SO4, và tổng phần hội tụ của cột đối lưu là SSO2 và SSO4. Tiếp theo, một phần của cột tích hợp cuốn hút SO2 trong mây được oxi hóa thành SO4 2-. Theo như công thức đã được sử dụng cho các mây quy mô lớn, Poxid là phần cuốn hút SO2 bị oxi hóa. (2.8) Trong đó τconv = 30 phút, thời gian tồn tại của mây đối lưu trưởng thành và wL = 2 g m -3 là lượng nước lỏng trong mây đối lưu. Vì vậy, SSO2Poxid và SSO2(1- Poxid) biểu diễn lượng SO2 đi vào cột bị oxi hóa thành SO4 2- và không bị oxi hóa. SO2 còn lại ở thể khí, phần không bị oxi hóa của SSO2 quay trở lại mực k trong cột đối lưu và vẫn là SO2, phụ thuộc và độ ẩm tương đối. Nhân tố trọng lượng theo đường parabol w(k) là cuốn hút hơi nước vào trong mây đối lưu của mô hình RegCM3. Tổng lượng SO4 2- trong cột mây đối lưu là tổng chuyển đổi SO4 2- từ SO2 (SSO2Poxid) và SO4 2- cuốn hút vào trong mây (SSO4). Hầu như tất cả SO4 2- cư trú trong mây nước, một phần của nó sẽ theo giáng thủy và một phần sẽ quay trở lại khí quyển. Trong RegCM3, Pconvg là phần nước không chuyển đi bởi giáng thủy, nó phụ thuộc vào trung bình độ ẩm tương đối của cột và được tính như sau: 46 (2.9) Vì vậy, lượng SO4 2- trong cột quay trở lại khí quyển (SSO2Poxid + SSO4) bởi Pconvg; và lượng quay trở lại ở mực k, tăng chậm số lượng này bởi các nhân tố theo chiều thẳng đứng w(k) trong các trường hợp của SO2. Bởi vậy, xu hướng SOx ở mực k bởi mây đối lưu, các quá trình có thể biểu hiện: (2.10a,b) Trong đó, thành phần thứ 2 của vế bên phải của Phương trình 2.10 là lượng SO2 không oxi hóa được phân phối lại tới cột đối lưu, còn thành phần thứ 2 và thứ 3 của vế phải trong phương trình 2.10b, thể hiện lượng SO4 2- được phân bố lại, và lượng SO2 bị oxi hóa trong các đám mây và được phân bố lại trong cột đối lưu khí quyển như là SO4 2-. Thành phần kết tủa rửa sạch của SO2 theo các tham số của Levine và Schwartz (1982), thành phần này phụ thuộc vào tốc độ giáng thủy và tỉ lệ xáo trộn của SO2. Xu hướng SO2 được đưa ra là: (2.11) Trong đó, Precip là tỉ lệ mây giáng thủy ở dưới (đơn vị là mm hr-1), và kscav là hệ số kết tủa bậc 1: 6.5x10-5s-1. Các sol khí sulfat tìm thấy theo cách thức ngưng đọng (thành phần siêu hiển vi tới đường kính micromet). Các nghiên cứu trước đó cho thấy rằng loại tốc độ giáng thủy quy mô lớn 2 mm hr-1, thời gian ngưng đọng sol khí trong cột giáng 47 thủy khoảng 50 giờ, nó lâu hơn bước thời gian của mô hình (khoảng 3 phút). Vì vậy, kết tủa làm sạch của SO4 2- không có hiệu quả, và nó được cho bằng 0. Ngưng đọng khô của SO2 và SO4 2- được tham số hóa sử dụng quy định tốc độ ngưng đọng đạt được từ Trạng thái không khí sạch và Các xu hướng mạng lưới (CASTNET) cho SO2, tốc độ ngưng đọng khô trên đất liền theo tháng với giá trị cao nhất 0.42 cm s-1 vào tháng 7 và thấp nhất là 0.25 cm s-1 và thời gian mùa đông. Theo Langner và Rodhe (1991), tốc độ ngưng đọng khô SO2 là hằng số 0.8cm s -1 trên nước, trong khi tốc độ ngưng đọng khô SO4 2- được đặt là 0.2 cm s-1 trên cả đất liền và nước. 2.1.3. Sol khí Cacbon Các sol khí Cacbon chủ yếu tăng từ các quá trình đốt cháy nhiên liệu hóa thạch và cháy sinh khối. Theo như công thức của Chameides (2002), chúng được chia ra thành 2 loại: không thấm nước và thấm nước, và hai loại hóa học Cacbon hữu cơ (OC) và Cacbon đen (BC). OC và BC được giả thiết là nguồn ô nhiễm cơ bản, trực tiếp phát thải vào khí quyển, và khi được phát thải chúng được giả sử là loại không thấm nước. Các phần tử cơ bản này sau một thời gian sẽ chuyển thành loại thấm nước, tốc độ của nó được mô tả bằng hệ số tỉ lệ giả bậc 1 là kage = 7.1x10 -6 s-1 (xấp xỉ thời gian tồn tại là 1.6 ngày) (Cooke, 1996). Cacbon hữu cơ và vô cơ (OC và BC) thấm nước được chuyển thành ngưng đọng ẩm bởi quy mô lớn và các mây đối lưu tương tự như đối với Sulfat, trong khi đó BC và OC không thấm nước không được đưa vào là ngưng đọng ẩm. Trong các mây đối lưu, các BC và OC thấm và không thấm nước đều được phân bố lại theo chiều thẳng đứng sử dụng các nhân tố trọng lượng theo thẳng đứng tương tự như mô tả trong phần trước. Tốc độ lắng đọng khô của BC và OC thấm nước được giả thiết là 0.2 cm s-1 và 0.025 cm s-1 ở mọi nơi. Khi không có chuyển đổi hóa học bao gồm các sol khí Cacbon, phương trình dự báo 2.1 được đơn giản hóa thành: 48 (2.12) Trong đó i là BC, OC không thấm nước và thấm nước, Tage,i là thời gian quá trình chuyển đổi BC và OC không thấm nước thành loại thấm nước. Xu thế của vế phải phương trình 2.12 phụ thuộc vào thời gian và quá trình mây: (2.13) Trong đó chỉ số dưới “phobic” ngầm hiểu là BC và OC không thấm nước, và “philic” ngầm hiểu là BC và OC thấm nước, tất cả các tham số này đều tương tự như sulfat, nhưng không xác định. 2.1.4. Các điều kiện biên cho SOx và sol khí Cacbon Điều kiện biên được gọi là dòng ra/dòng vào được giả thiết là một nền không thực ở 10 pptm cho tất cả các loại sol khí và tiền khí của chúng. Với các điều kiện biên, tất cả các sol khí liên quan không được vận chuyển bình lưu vào trong miền hoặc ra ngoài miền, nhưng được vận chuyển tự do ra ngoài khi chúng tới các biên của miền và chảy hướng ra ngoài. Các giả định này không tính đến sự phân bổ phát thải do con người và các phát thải tự nhiên từ các khu vực khác, như Châu Âu, Châu Á và Đông Nam Á. Bởi thời gian tồn tại của sol khí sulfat và Cacbon tương đối ngắn và các phát thải tương đối cao ở trên khu vực Đông Á, sự phân bố bên ngoài nên nhỏ hơn so với nguồn bên trong. Ở biên trên, nồng độ của các chất hóa học đều được cài đặt bằng 0. 49 2.1.5. Tác động trực tiếp và gián tiếp của sol khí Các tác động lên bức xạ được mô tả bởi 3 tham số quang học: 1) hệ số dập tắt αe; 2) albedo phân tán đơn ω0, và 3) tham số phi đối xứng g. Sol khí tác động lên bức xạ và mây được tính theo đặc tính bức xạ sol khí, theo như mô hình tính sự tập trung của SO4 2-, BC và OC và sơ đồ bức xạ RegCM3 trước đó. Các đặc tính bức xạ sulfat được đưa ra theo Kiehl và Briegleb (1993): kích thước phân bố sulfat được giả thiết là loga chuẩn với bán kính trung bình hình học khô của 0.05 µm và độ lệch chuẩn 2.0 và hàm tăng ngưng tụ (fs), được đưa ra bởi Charlson (1984); albedo phân tán đơn trong khu vực dải sóng nhìn thấy là đồng nhất; và đối với các sóng nhìn thấy, hệ số dập tắt cho sulfat khô là 5.3m2 g-1 và tham số phi đối xứng là 0.7 và OC thấm nước và không thấm nước được giả thiết là có cùng đặc tính bức xạ như SO4 2-, ngoại trừ OC không thấm nước không nhanh thấm nước. Độ sâu quang học (AOD) ở sóng dài (λ) tăng từ mô hình mô phỏng phân bố sol khí gây ra bởi con người có thể tính như sau: (2.14) Trong đó z là độ cao, TOA là đỉnh khí quyển (chính là mực cao nhất của mô hình 80 mb) và σe là hệ số dập tắt của sol khí, nó là tổng của σa và σs, hệ số hấp thụ và phân tán. Sự dập tắt, phân tán và hấp thụ đều có đơn vị là m-1 Hệ số phân tán ở tại mỗi độ cao được tính như là tổng của σsSO4, σsOC và σsBC với hệ số phân tán của SO4, OC và BC. Mỗi hệ số phân tán độc lập được đưa ra bởi σis=[I] α sifs, trong đó [I] là khối tập trung của các loại hóa học thứ i của SO4 2- , BC và OC không thấm nước và thấm nước và αsi là hệ số phân tán của loại sol khí thứ i. Sol khí hấp thụ được giả thiết là tăng chỉ với sol khí BC, và các đặc tính bức xạ của chúng được thảo luận chi tiết trong phần tiếp theo. 50 2.1.5.1. Hấp thụ và Tác động bán trực tiếp của Cacbon đen Hấp thụ và tác động bán trực tiếp tăng từ hấp thụ bởi BC. Trong phần này sẽ mô tả tham số hóa bức xạ được sử dụng trong nghiên cứu nhân tố hấp thụ BC Cả 2 loại sol khí BC không thấm và có thấm nước được mô hình giả thiết có sự phân bố theo chuẩn loga với bán kính trung bình hình học là 0.0118 µm. Theo như thảo luận của Jacobson (2000), 3 cách xáo trộn của BC, với các đặc tính quang học khác nhau và xuất hiện trong các mô hình 3 chiều: Bên ngoài xáo trộn, BC tồn tại như các phần tử hóa học riêng biệt, và phần bên trong xáo trộn là BC tồn tại liên kết với các phần tử khác và nhân xáo trộn bên ngoài với BC tồn tại như là nhân của các thành phần khác. Trong nghiên cứu này BC không thấm nước được giả thiết là xáo trộn bên ngoài, trong khi đó BC thấm nước là nhân xáo trộn. Đặc tính bức xạ của độ dài sóng cho xáo trộn ngoài của BC không thấm nước được đưa ra năm 1983. Hệ số dập tắt xác định là khoảng 13m2 g-1 ở 0.55µm (hệ số phân tán là 3m2 g-1 và hệ số hấp thụ là 10 m2 g-1). Albedo phân tán đơn (ω0) từ khoảng 0.3 ở 0.3µm tới gần bằng 0 ở độ dài sóng lớn hơn 2 µm. Các nhân tố đối xứng (0.22 ở 0.55 µm) cho BC thấp hơn so với Sulfat thông qua phổ bức xạ khi các phần tử BC nhỏ hơn nên phân tán bức xạ mặt trời quay trở lại bán cầu. Các đặc tính bức xạ được cho là lõi của BC thấm nước dựa trên Jacobson (2000). Các phần tử hấp thụ được giả thiết là bằng với xáo trộn ngoài BC bởi nhân tố cường độ hấp thụ (A) từ hình 2b của Jacobson (2000) và hấp thụ nhân tố ẩm (fa) theo Regemann (2001). A xấp xỉ 1.5 ở các sóng nhìn thấy và 1.2 ở khu vực gần hồng ngoại. Tham số fa được sử dụng để tính tăng hấp thụ do BC trong lõi của phần tử mở rộng bởi tăng nước do sol khí sulfat; fa tăng từ 1 đến 1.5 khi độ ẩm tương đối tăng từ 30% đến 80%. Theo như thảo luận ở trên, sóng- phụ thuộc các đặc tính bức xạ từ lõi của BC thấm nước được đưa ra là: 51 (2.15) Trong đó fs là nhân tố hệ số phát tán của BC bởi sự hút ẩm tăng (giả thiết là tương tự như sulfat), αs phobic và αa phobic là hệ số phát tán và hấp thụ của BC không thấm nước, ω0(philic) và αe(philic) là albedo phân tán đơn và hệ số dập tắt của BC thấm nước. Nhân tố đối xứng (g) được giả thiết là tương tự như các loại BC. Bởi vậy, hệ số hấp thụ (σa) được sử dụng để tính độ sâu quang học theo công thức: (2.16) 2.1.5.2. Tác động gián tiếp loại 1 Như đã nói ở trong phần 1, tác động gián tiếp 1 làm thay đổi sự phân bố và tập trung của nhân ngưng kết (CCN), về số lượng tập trung, kích cỡ và đặc tính bức xạ của các giọt mây. Trong sơ đồ bức xạ CCM3, phát xạ mây được tính trong 2 thành phần: lượng nước lỏng trong mây wL và bán kính tác động mây re. Lượng nước lỏng trong mây được tính bởi mô hình hiển và các tham số mây đối lưu. Khi không có các sol khí gây bởi con người, re là 10µm, các loại tác động mây gây ra bởi số lượng CCN. Tham số của sol khí tác động gián tiếp loại 1 là đặc trưng dựa trên giả định tác động của sol khí re, ở cố định wL. Sự liên kết giữa re và các giá trị dự báo liên quan tới tỉ lệ xáo trộn (χ) và các đặc tính hóa học của nó quay trở lại phát triển điển hình trong 2 bước. Đầu tiên, mối liên hệ là sử dụng liên hệ tập trung khối sol khí (χ ) và số lượng hạt mây (Nc). Hai phương thức được sử dụng nghiên cứu cho bước đầu tiên là: 1) thống kê, 2) dự báo. Bước thứ hai bao gồm thiết lập mối liên hệ giữa Nc và re. 52 Theo như Qian và Giorgi (1999), tác động gián tiếp loại 1 được trình bày ở đây sử dụng mối quan hệ thống kê giữa Nc và χ của Hegg (1994), sau đó liên quan tới Nc và re sử dụng công thức của Martin (1994). Giả thiết rằng tác động gián tiếp 1 nguyên nhân bởi có mặt của SO4 2-và BC và OC thấm nước, và cả ba thành phần tác động lên Nc theo cùng một cách: (2.17) (2.18) Trong đó, ρa và ρw là mật độ không khí khô và ẩm, χtot là tổng khối tỉ lệ xáo trộn của sulfat và BC và OC thấm nước, wL là nước chứa trong mây, tất cả đều theo đơn vị SI và K là tỉ lệ khối của trung bình bán kính khối (rv) và bán kính tác động của phổ giọt mây (re), với giả thiết là 0.67 trên lục địa và 0.80 trên biển (Martin, 1994). 2.1.5.3. Tác động gián tiếp loại 2 Tác động gián tiếp loại 2 liên quan tới tăng lượng mây và thời gian tồn tại của mây từ tăng CCN từ sol khí, nó được tiến hành trong mô hình bởi thay đổi các tham số vi vật lý mây vì vậy tỉ lệ giáng thủy tác động bởi tập trung sol khí do con người gây ra. Trước khi mô tả sự thay đổi này, nó được sử dụng cho giáng thủy quy mô lớn từ mây phân ly được và các mây đối lưu trong phiên bản chuẩn của RegCM3. Theo như phiên bản chuẩn của RegCM3, giáng thủy từ mây phân ly được được trình bày sử dụng sơ đồ đơn giản hóa của Hsie (1984), bao gồm các phương trình dự báo cho lượng nước chứa trong mây và thành phần tự động chuyển đổi mây nước thành mưa Kessler (Kessler 1969, và sau đây gọi là KS69): 53 (2.19) Trong đó Pautocv là tốc độ hình thành nước mưa (kg kg -1 s-1) và nước mây chuyển từ mây phân ly được, kcl -1 là tốc độ tự động chuyển đổi trong RegCM3 là 10-4s-1, và wth là ngưỡng chuyển đổi mây – nước, trong RegCM3 được giả thiết là hàm của nhiệt độ. Bởi vậy, từ đây Pautocv chỉ phụ thuộc vào wL, với giả thiết không bị tác động bởi sol khí, tốc độ giáng thủy trong phiên bản chuẩn RegCM3 là độc lập với sự tập trung của sol khí. Để bao gồm hiệu ứng gián tiếp hai, Pautocv phải được thay đổi vì vậy nó phụ thuộc vào các tham số vi vật lý mây (Nc và re), và nó quay trở lại tác động lên sol khí. Đối với các mây đối lưu, Sơ đồ Kuo của Anthes (1987) được sử dụng trong mô hình RegCM3. Giáng thủy xảy ra khi cột phức hợp nước bốc hơi hội tụ vượt ngưỡng được đưa ra trong điều kiện đối lưu không bền vững. Phụ thuộc vào trung bình cột độ ẩm tương đối, phân hội tụ của nước bốc hơi chuyển đi như giáng thủy và còn lại được phân bố quay trở lại khí quyển. Trong mây đối lưu, re biến đổi đặc trưng từ rất nhỏ từ đầu đến cuối độ dày của các đám mây bởi sự cuốn hút mạnh mẽ (Martin, 1994) và với đề xuất này ảnh hưởng gián tiếp 2 không nên mạnh đặc biệt trong loại mây này. Bởi vậy, các ảnh hưởng sol khí lên mưa đối lưu được loại bỏ trong nghiên cứu này. Sơ đồ tự động chuyển đổi từ Beheng (1994), từ đây gọi là BH94; trong sự tiến tới tốc độ tự động chuyển đổi phụ thuộc vào Nc và wL theo như hệ SI (2.20) Trong đó n (=10) là tham số rộng của phổ hạt mây ban đầu, mô tả bởi hàm Γ, γ1 (=150) là tham số điều hòa, và b là phần mây phủ. Thay thế Nc với re từ phương trình 2.18, nó cho thấy Pautocv trong tham số hóa này là tương ứng với wL 1.4 re 9.9; như một sự lựa chọn, thay thế χtot trong phương trình 2.17, Pautocv là wL4.7 χtot -1.5 54 Tham số thứ 2 dựa trên Jones 2001 và Menon 2002a người đã thừa nhận tham số hóa tự động chuyển đổi từ Tripoli và Cotton (1980), và từ đây gọi là TC80 (2.21) Trong đó Ec là khả năng va chạm/kết hợp của các giọt mây được đặt là 0.55, g là gia tốc lực hấp dẫn, µ là nhớt động lực của không khí (1.83x10-5 kg m-1 s-1), và hàm Heaviside: (2.22) Trong đó wth trong phương trình 2.19, là ngưỡng xảy ra tự động chuyển đổi mây- nước vì vậy tự động chuyển đổi chỉ xảy ra khi wL vượt quá wth. 2 tham số hóa Pautocv và các sol khí thông qua nó phụ thuộc vào Nc, nó là hàm của sol khí theo phương trình (2.17). Thay thế từ phương trình (2.17) hoặc phương trình (2.18) ta có thể tìm thấy Pautocv tỉ lệ với wL2re hoặc wL2.3 χtot-0.15. Vì vậy chúng ta mong đợi rằng TC80 sẽ ít nhạy để thay đổi trong χtot hơn là BH94. Tham số TC80 được sử dụng trong mô hình được tăng cường bởi ngưỡng tự động chuyển đổi trong phương trình (2.22) phụ thuộc vào sự tập trung sol khí (Jone, 2000). Ví dụ như, Rogers và Yan (1989) cho từ động chuyển đổi chỉ tiếp tục khi số tập trung của các giọt mây lớn hơn 20µm trong bán kính (Nc20) vượt xấp xỉ 10 3 m-3. Re giảm khi tập trung sol khí tăng, nó có thể là với số các giọt mây lớn cũng sẽ giảm đi khi sol khí tăng và có lẽ có xu hướng trì hoãn tự động chuyển đổi ban đầu. Kết hợp hiệu ứng này trong TC80, tôi sử dụng hàm Heaviside trong phương trình 2.21 phụ thuộc vào Nc20 thay thế wL, (2.23) 55 Trong đó Nc20 là đơn vị m -3. Nc20 được tính trong mô hình giả thiết chỉnh lại phân bố kích cỡ giọt mây theo wL và Nc (Pruppacher và Klett, 1997) với Nc quay trở lại được xác định bởi χtot trong phương trình (2.17). So sánh với 3 tốc độ tự động chuyển đổi phía trên (phương trình (2.19)- (2.21)) là hàm của wL và re được trình bày trong hình 2.1, trong đó wth cho KS69 được giả thiết là 0.2g kg-1 cho đơn giản. Kiểm tra hình 2.1 cho thấy: i) thiếu ảnh hưởng gián tiếp loại 2 của sol khí (re được giả thiết là giá trị nền 10µm), tốc độ tự động chuyển đổi lớn nhất trong sơ đồ TC80, sau đó là sơ đồ BH94 và cuối cùng là sơ đồ KS69. Khi wL thấp, TC80 và BH94 là khá tương đồng nhau và nó phụ thuộc vào wL, nhưng khác biệt rõ ràng ở sơ đồ KS69 bởi khác nhau ở công thức ngưỡng sử dụng các tham số hóa. Với sự tăng wL, biên độ của Pautocv cho BH94 tiến tới KS69 bởi BH94 phụ thuộc yếu vào wL. Bằng cách so sánh Pautocv cho KS69 có xu hướng nhỏ hơn đáng kể so với TC80 với giá trị wL trong mây quy mô lớn (wL thường nhỏ hơn 0.3 g kg - 1); ii) Với sự bao gồm tác động gián tiếp loại 2 (re được giả thiết giảm tới 7.5µm bởi tăng χtot), Pautocv cho BH94 giảm cường độ từ 1mm/ngày tới 0.1mm/ngày ở wL = 0.3 g kg-1, trong khi đó chỉ giảm nhẹ Pautocv thấy được trong sơ đồ TC80. Bởi vậy, chúng ta mong đợi tìm thấy ảnh hưởng gián tiếp 2 lớn hơn trong BH94 so với TC80. Cuối cùng nên đề cập đến sơ đồ tự động chuyển đổi BH94 và TC80 được phát triển từ hệ thống mây đối lưu ấm liên quan vơi lượng nước mây lớn 0.5 đến 2 g kg-1 và tốc độ theo độ cao lớn 10 cm s-1 đến 1 m s-1, cho các mây quy mô lớn, chúng nhỏ hơn nhiều, ít nhất là 0.3 g kg-1 và 1mm s-1 đến 1cm s-1 (Pruppacher và Klett,1997). Cần thiết phải hòa hợp hai sơ đồ tự động chuyển đổi để mô tả giáng thủy trong các mây quy mô lớn với tốc độ theo chiều thẳng đứng nhỏ hơn. Thêm vào nữa, khi thảo luận trong Nenes, 2003, tốc độ dịch chuyển lên theo chiều cao là 56 tham số quan trọng khi sự tập trung sol khí trong các thành phần hình thành giọt mây và số lượng tập trung. Hình 2.1. Sự biến đổi của Pautocv, tốc độ tự động chuyển đổi Đây là hàm của wL, bán kính ảnh hưởng lượng nước lỏng trong mây re = 10µm và 7.5µm, ba phiên bản tham số hóa: KS69, dựa trên Kessler [1969] với wth = 0.2 g kg-1, BH94, dựa trên Beheng [1994], và TC80 dựa trên Tripoli và Cotton [1980]. (Chú ý: KS69 không ảnh hưởng bởi re, và quay trở lại χtot, tổng tập trung của phần tử sulfat và OC và BC thấm nước, và vì vậy chỉ thấy tham số hóa này) 2.2. THU THẬP SỐ LIỆU ĐẦU VÀO CHO MÔ HÌNH RegCM Nguồn số liệu cung cấp cho mô hình RegCM3 bao gồm số liệu về độ cao địa hình, các loại bề mặt, nhiệt độ mặt nước biển và số liệu tái phân tích làm điều kiện ban đầu và điều kiện biên cập nhật theo thời gian. 57 Bộ số liệu Đặc trưng đất phủ toàn cầu (Global Landuse Cover Characteric: GLCC) cung cấp thông tin về thực vật/mặt đệm, nhận được từ số liệu Bức xạ phân giải rất cao tiên tiến (Advanced Very High Resolution Radiation: AVHRR) từ tháng 4/1992 đến tháng 3/1993 và được chia thành 18 loại đất phủ/thực vật được định nghĩa trong sơ đồ tương tác sinh quyển-khí quyển BATS. Mặt đệm của mỗi ô lưới của mô hình được xác định thuộc 1 trong số 18 loại này.  Số liệu độ cao địa hình được lấy từ USGS. Các file số liệu mặt đệm và độ cao địa hình có độ phân giải 10 phút.  Số liệu SST là số liệu phân tích TB tháng trên lưới 1 độ của nhiệt độ mặt biển ngoại suy tối ưu (OISST) (1981-2002).  Số liệu phân tích toàn cầu để sử dụng đối với các điều kiện ban đầu và biên là ERA40: Số liệu tái phân tích của Trung tâm dự báo thời tiết hạn vừa Châu Âu (ECMWF Re-analysis). Đây là số liệu tái phân tích toàn cầu của các biến khí quyển từ rất nhiều quan trắc truyền thống và số liệu vệ tinh cho giai đoạn từ tháng 9/1957 đến 8/2002.  Số liệu thẩm định  CRU: Số liệu tái phân tích của Trung tâm nghiên cứu khí hậu của Anh với độ phân giải ngang 0,5 độ, chỉ có số liệu nhiệt độ bề mặt, lượng mưa, tổng lượng mây và độ ẩm tuyệt đối trung bình tháng.  Số liệu đầu vào ERA40 (ECMWF): có thể so sánh với chính số liệu đầu vào để xem xét khả năng tái tạo các trường gió, nhiệt và ẩm của mô hình.  Quan trắc thực tế trên Việt Nam: 22 trạm quan trắc khí tượng điển trải đều trên lãnh thổ Việt Nam. Đây là số liệu trung bình tháng. 58 CHƯƠNG 3. KẾT QUẢ TÍNH TOÁN VÀ PHÂN TÍCH 3.1. THIẾT KẾ THÍ NGHIỆM Để có thể thấy rõ tác động của sol khí tới khí quyển khu vực, bốn trường thử nghiệm được đưa ra. Các trường hợp được chạy thử nghiệm cho hai năm 2000 và 2001, sử dụng mô hình dự báo khí hậu khu vực RegCM3. Trường hợp 1 là trường hợp chỉ chạy mô hình dự báo mà không có mođun hóa học, không có tác động của sol khí (DIR0). Trường hợp 2 là chạy thử nghiệm sol khí SO2 và SO4 2-. Trường hợp 3 chạy thử nghiệm sol khí cacbon đen (Black Carbon) thấm nước và không thấm nước. Trường hợp 4 chạy thử nghiệm sol khí cacbon hữu cơ (Organic Carbon) thấm nước và không thấm nước. Các trường hợp thử nghiệm đưa ra nhằm mục đích đánh giá tác động của SOx, Cacbon đen và Cacbon hữu cơ tác động tới khí quyển khu vực Đông Nam Á. Bảng 2.1. Bốn trường hợp thử nghiệm trong mô hình dự báo khí hậu RegCM Thử nghiệm Mô tả DIR0 Mô hình chuẩn (không có tác động của sol khí) DIRSOx Mô hình chuẩn với tác động trực tiếp của sol khí (SOx) DIRBC Mô hình chuẩn với tác động trực tiếp của sol khí Cacbon đen DIROC Mô hình chuẩn với tác động trực tiếp của sol khí Cacbon hữu cơ 3.2. LỰA CHỌN MIỀN TÍNH Theo như miền tính chúng ta nhận thấy đây là miền tính rộng, vĩ độ trải dài từ 50S – 400N, kinh độ từ 800E – 1300E. Miền tính chủ yếu là khu vực nhiệt đới, chịu ảnh hưởng của khí hậu nhiệt đới, một phần là khu vực khí hậu cận nhiệt đới và ôn đới. Miền tính bao chọn khu vực biển Đông, Vịnh Thái Lan và nước phía Nam xung quanh xích đạo. Do ảnh hưởng của khí hậu nhiệt đới, ở khu vực gần về xích đạo chế độ nhiệt độ có sự đồng nhất lớn theo mùa và theo không gian. Tuy nhiên, sự đồng nhất của 59 nhiệt độ ở miền nhiệt đới không phải cho mọi nơi. Chế độ nhiệt địa phương cũng có thể phụ thuộc vào các nhân tố khác như độ cao, độ gần tới các vùng nước lớn có năng lượng dự trữ và các dòng biển. Hình 3.1. Miền tính khu vực Đông Nam Á Nằm ở khu vực nhiệt đới là chủ yếu, khu vực này chịu ảnh hưởng lớn bởi vòng hoàn lưu Hadley. Vòng hoàn lưu này cấu tạo bởi nhánh dòng thăng do nhiệt của không khí ở khu vực xích đạo, dòng khí hướng về phía cực ở tầng trên và dòng giáng ở khu vực cận nhiệt đới và dòng tín phong mặt đất hội tụ với dòng tín phong ở bán cầu bên kia. Nhánh dưới thấp từ 300 vĩ về xích đạo ở mặt đất là tín phong. Dòng khí thổi về phía cực ở trên cao của hoàn lưu Hadley là dòng xiết cận nhiệt đới gió tây tốc độ cao. Lượng mây và mưa khu vực này còn chịu ảnh hưởng lớn bởi dải hội tụ nhiệt đới. lượng mây và mưa gây nên bởi sự hội tụ gió. Sự hội tụ xảy ra khi các dòng khí chuyển động chậm lại hay đổi hướng. Ở giữa các vĩ độ khoảng 20 và 400N trên bản đồ khí áp trung bình là áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương chiếm ưu thế trên đại dương rộng lớn quanh năm. 60 Áp cao này di chuyển theo mùa, sự dịch chuyển này cũng ảnh hưởng lớn đến sự biến động của gió tín phong, mưa bão… 3.3. KẾT QUẢ THÍ NGHIỆM 3.3.1. Đánh giá khả năng mô phỏng của mô hình dự báo khí hậu khu vực RegCM3 Hình 3.2. Mô hình mô mô phỏng nhiệt độ trung bình tháng và lượng mưa trung bình toàn miền so với quan trắc Nhìn chung, mô hình mô phỏng khí hậu miền khô lạnh vào mùa Đông và nóng ẩm vào mùa hè. Hình 3.2 mô tả nhiệt độ trung bình tháng của miền tính, không kể phần đại dương. Mô phỏng trung bình nhiệt độ không khí nhìn chung là phù hợp tốt với quan trắc; tuy nhiên độ lệch nhiệt độ trong mô phỏng giảm khoảng 1°C trong mùa hè và khá chính xác trong mùa đông. Nguyên nhân của độ lệch giảm nhiệt độ này là bởi sự khác biệt giữa độ cao trung bình khu vực của lưới mô hình và độ cao của các trạm khí tượng (các khu vực núi, trạm quan trắc thường đặt ở các thung lũng và ở độ cao thấp hơn); xu hướng của mô hình ước tính quá cao mây tầng trên của đối lưu. 61 Hình 3.3. Mô hình mô phỏng lượng mưa trung bình toàn miền so với quan trắc Hình 3.3 mô phỏng lượng mưa trung bình tháng toàn miền không tính đến đại dương. Nhìn chung mô hình mô phỏng lượng mưa tích lũy khá phù hợp với quan trắc. Lượng mưa lớn nhất vào ba tháng mùa hè, tháng VI, VII và VIII. Lượng mưa chênh lớn nhất vào tháng VII cũng chỉ có dưới 80 mm. Nhiệt độ cao nhất vào 3 tháng mùa hè VI, VII, VIII. Nhiệt độ trung bình tháng cao nhất xấp xỉ 21 độ C và là các tháng có lượng mưa lớn nhất, lớn hơn 250 mm. Giáng thủy lớn vào mùa hè có thể do bão. Các XII, I, II, III có nhiệt độ thấp, xấp xỉ 7 - 8 độ C và những tháng này có lượng mưa thấp nhất, lượng mưa trung bình tháng dao động từ 50 – 70 mm. Mô hình mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa phù hợp với quan trắc khí hậu của khu vực này. 3.3.2. Tác động của sol khí khí quyển của khu vực 3.3.2.1. Cán cân thuần bức xạ (Radiation Forcing)  Đối với trường hợp khí quyển tác động bởi sol khí SOx 62 Hình 3.4. Mô phỏng cán cân thuần bức xạ tại đỉnh khí quyển Trong trường hợp sol khí SOx Hình 3.5. Mô phỏng cán cân thuần bức xạ tại bề mặt Trong trường hợp sol khí SOx Hình 3.6. Mô phỏng cán cân thuần bức xạ của khí quyển Trong trường hợp sol khí SOx Hình 3.4 và 3.5 cho thấy cán cân thuần bức xạ ở đỉnh khí quyển và bề mặt khi có tác động của sol khí SOx là âm vào tất cả các tháng I, IV, VII, X đại diện cho 4 mùa, tuy nhiên lượng cán cân thuần bức xạ dao động rất nhỏ, nhiệt độ bề mặt chỉ lạnh đi ít. Hình 3.6 cho thấy cán cân thuần bức xạ của khí quyển từ -1 đến 1 W/m2 điều đó cho thấy tác động của sol khí SOx không có tác động nhiều tới khí quyển, nhiệt độ khí quyển hầu như không đổi khi có tác động của sol khí SOx. Do vậy khả năng tác động của sol khí tới mưa và giáng thủy nhỏ.  Đối với trường hợp khí quyển tác động bởi sol khí BC 63 Hình 3.7. Mô phỏng cán cân thuần bức xạ tại đỉnh khí quyển Trong trường hợp sol khí BC Hình 3.8. Mô phỏng cán cân thuần bức xạ tại bề mặt Trong trường hợp sol khí BC Hình 3.9. Mô phỏng cán cân thuần bức xạ của khí quyển Trong trường hợp sol khí BC Hình 3.7, 3.8 và 3.9 mô phỏng cán cân thuần bức xạ trong trường hợp có tính đến tác động của sol khí BC. Trong trường hợp này cán cân thuần bức xạ do tác động của BC là rất lớn. Cán cân thuần bức xạ ở đỉnh quyển đều dương cho cả bốn mùa, xấp xỉ 10 W/m2. Trong khi đó tại bề mặt BC có tác động làm lạnh bề mặt vào khoảng -50W/m2. Vào tháng VII cán cân thuần bức xạ có giá trị âm thấp nhất. Trái lại cán cân thuần bức xạ của khí quyển thì tăng lên đáng kể và cũng có giá trị dương lớn nhất vào tháng VII, lớn hơn 50W/m2.  Đối với trường hợp khí quyển tác động bởi sol khí Cacbon hữu cơ 64 Hình 3.10. Mô phỏng cán cân thuần bức xạ tại đỉnh khí quyển Trong trường hợp sol khí hữu cơ Hình 3.11. Mô phỏng cán cân thuần bức xạ tại bề mặt Trong trường hợp sol khí hữu cơ Hình 3.12. Mô phỏng cán cân thuần bức xạ của khí quyển Trong trường hợp sol khí hữu cơ Hình 3.10, 3.11 và 3.12 mô phỏng cán cân thuần bức xạ khi tính đến tác động của sol khí OC. Tương tự như cán cân thuần bức xạ ở đỉnh khí quyển và bề mặt đều là tác động âm. Tuy nhiên tác động âm ở đỉnh khí quyển trong trường hợp này âm ít hơn so với trường hợp của SOx. Do vậy cán cân thuần bức xạ của khí quyển nhiều hơn so với trường hợp của SOx. 65 Nhìn chung, cả hai trường hợp SOx và OC cán cân thuần bức xạ đều có dao động nhỏ hơn nhiều so với BC. Do vậy tác động của sol khí BC có ảnh hưởng lớn đến mưa và nhiệt. Bảng 3.1 Mô tả trung bình toàn miền cán cân thuần bức xạ tại đỉnh khí quyển, bề mặt và khí quyển của cả 4 trường hợp thử nghiệm. Bảng 3.1. Trung bình toàn miền cán cân thuần bức xạ tại đỉnh khí quyển, bề mặt và khí quyển trong 4 tháng đặc trưng cho bốn mùa (Đơn vị: W/m2) DIRBC Tháng 1 Tháng 4 Tháng7 Tháng10 RFtop 9.4 12.2 11.1 9.4 RFsfc -38.5 -44.0 -47.5 -41.3 RFatm 47.9 56.2 58.6 50.7 DIRSOx Tháng 1 Tháng 4 Tháng 7 Tháng 10 RFtop -5.1 -5.1 -5.1 -5.1 RFsfc -5.0 -5.0 -5.0 -5.0 RFatm -0.1 -0.1 -0.1 -0.1 DIROC Tháng 1 Tháng 4 Tháng7 Tháng10 RFtop -2.6 -2.7 -2.85 -2.7 RFsfc -5.2 -5.8 -6.0 -5.5 RFatm 2.6 3.1 3.15 2.8 Bảng 3.1 cho ta thấy rõ hơn tác động của các loại sol khí lên cán cân thuần bức xạ. Cán cân thuần bức xạ trong trường hợp sol khí là SOx có tác động nhỏ tới khí quyển, bề mặt cũng như đỉnh khí quyển. Tác động tới khí quyển là hầu như 66 không có. Đối với trường hợp Cacbon hữu cơ tác động làm nóng khí quyển không lớn. Trái lại trong trường hợp tác động của sol khí BC tới khí quyển và bề mặt lại rất lớn. Tại bề mặt cán cân thuần bức xạ mang giá trị âm lớn nhất, -47.5 W/m2 như vậy sol khí làm lạnh bề mặt. Trong khi đó với cột khí quyển, cacbon đen hấp thụ đáng kể làm nóng khí quyển, cán cân thuần bức xạ của khí quyển cũng lớn nhất tháng VII, +58.6 W/m2. Nguyên nhân của cán cân thuần bức xạ âm bề mặt là do sự phân tán, hấp thụ bức xạ của các sol khí. Do vậy mà với tác động của sol khí trong cả hai trường hợp DIRBC và DIRSOx đều cho kết quả cán cân thuần bức xạ là âm ở bề mặt. Trong trường hợp DIRBC, Cacbon đen hấp thụ đáng kể làm nóng khí quyển có thể do sự giảm lượng mây bao phủ và giảm lớn nhất là vào các tháng mùa hè. Bảng 3.2. Trung bình lượng mây phủ ở mực dưới 750mb (Đơn vị: phần trăm) Tháng 1 Tháng4 Tháng7 Tháng10 DIR0 0.029 0.110 0.145 0.115 DIRSOx 0.029 0.108 0.115 0.113 DIROC 0.029 0.106 0.146 0.117 DIRBC 0.029 0.075 0.127 0.081 Bảng 3.2 cho ta thấy lượng mây ở trường hợp DIRBC giảm mạnh vào các tháng 4, 7, 10. Sự giảm lượng mây do tác động của sol khí BC và hấp thụ đáng kể lượng bức xạ vào khí quyển là nguyên nhân chủ yếu làm nóng khí quyển và lạnh bề mặt. 67 Hình 3.13. Trung bình lượng mây phủ ở mực dưới 750mb 68 3.3.2.2. Nhiệt độ và lượng mưa (a) (b) Hình 3.14. Chênh lệch nhiệt độ và lượng mưa trung bình toàn miền của 3 trường hợp có tính đến tác động của sol khí so với trường hợp chuẩn, không tính đến sol khí a) nhiệt độ trung bình toàn miền (0C), b) lượng mưa trung bình toàn miền (mm/tháng) Hình 3.14a cho thấy trong trường hợp DIRBC, tác động của sol khí BC làm nhiệt độ trung bình tháng tăng, vào mùa đông nhiệt độ tăng lên khoảng 0.70C, tăng vào mùa hè khoảng 0.3 đến 0.40C, nguyên nhân do BC hấp thụ bức xạ và làm nóng khí quyển. Trong trường hợp DIRSOx cho thấy tác động SOx làm giảm nhiệt độ không khí, các giá trị đều âm, nguyên nhân do sự phát tán của sunfat làm giảm nhiệt độ không khí bề mặt. Tuy nhiên trong thí nghiệm cho thấy nhiệt độ giảm không đáng kể. Đối với trường hợp tính đến ảnh hưởng của cacbon hữu cơ thì nhiệt độ có tháng tăng, có tháng giảm, lượng tăng ở mức thấp dưới 0.10C DIR0. 69 Hình 3.14b cho thấy khi tính đến tác động của cacbon đen (BC), lượng mưa trung bình tháng giảm hầu hết trong tất cả các tháng trừ tháng IX. Trường hợp giảm lớn nhất là vào tháng VII, lượng mưa trung bình tháng giảm xuống khoảng 12mm, điều này có thể giải thích là do sự giảm lượng mây. Tác động của sol khí trong các trường hợp hầu như làm giảm mưa. Để có thể tìm hiểu chi tiết tác động của sol khí lên nhiệt và giáng thủy khu vực, luận văn tính lượng mưa và nhiệt độ trung bình tháng tại các điểm trạm của 22 tỉnh trải khắp nước Việt Nam và so sánh với quan trắc. Các trạm được tính trong luận văn là: Tây Bắc: Lai Châu, Điện Biên, Sơn La Vùng núi phía Đông Bắc Bộ: Bắc Quang, Sa Pa, Cao Bằng, Bắc Cạn, Lạng Sơn, Móng Cái Đồng bằng Bắc Bộ và Thanh Hóa: Hà Nội, Nam Định, Thanh Hóa Bắc Trung Bộ: Vinh, Đồng Hới, Huế Nam Trung Bộ: Đà Nẵng, Quy Nhơn, Nha Trang Tây Nguyên: PlayCu, Buôn Mê Thuột, Đà Lạt Đồng bằng Nam Bộ: Cần Thơ, Cà Mau a. Tây Bắc Hình 3.15a. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Lai Châu năm 2000 70 Hình 3.15b. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Điện Biên năm 2000 Hình 3.15c. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Sơn La năm 2000 Ở khu vực Tây Bắc, nhiệt độ thể hiện rõ 3 tháng mùa đông, tháng XII, I, II và các tháng mùa hè V, VI, VII, VIII, IX. Các trường hợp thử nghiệm dự báo diễn biến nhiệt độ trong năm 2000 khá phù hợp so với quan trắc. Tuy nhiên, chênh lệch nhiệt độ giữa các trường hợp thử nghiệm và quan trắc khoảng 50C. Có thể giải thích sự sai lệch nhiều là do Tây Bắc là khu vực có địa hình cao, lưới của mô hình chênh lệch với độ cao trạm gây nên giảm nhiệt độ. Trong trường hợp DIRBC nhiệt độ tăng khoảng 0.50C tương đối đều với các tháng. Mô hình cũng mô phỏng khá tốt trường mưa ở khu vực Tây Bắc. Mùa mưa ở Tây Bắc là các tháng mùa hè từ tháng V đến tháng IX, cao điểm mùa mưa vào tháng VII 71 và tháng VIII. Lượng mưa mô phỏng của mô hình cao hơn so với quan trắc thực tế, đặc biệt vào hai tháng mùa mưa, tháng VII và VIII. b. Vùng núi phía Đông Bắc Bộ Hình 3.16a. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Bắc Quang năm 2000 Hình 3.16b. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Sa Pa năm 2000 72 Hình 3.16c. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Cao Bằng năm 2000 Hình 3.16d. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Bắc Cạn năm 2000 Hình 3.16e. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Lạng Sơn năm 2000 73 Hình 3.16g. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Móng Cái năm 2000 Tương tự như vùng Tây Bắc, nhiệt độ khu vực thể hiện rõ mùa lạnh từ tháng XI đến tháng II, III và mùa hè từ tháng V đến tháng IX. Đặc biệt là trạm ở Sa Pa nhiệt độ mô phỏng của mô hình cao hơn so với nhiệt độ quan trắc. Điều này cho thấy sai số nhiệt độ do ảnh hưởng của độ cao trạm là rất lớn. Chúng ta cần phải hiệu chỉnh nhiệt độ theo độ cao để tăng độ chính xác dự báo. Ở khu vực này vẫn cho thấy nhiệt độ trong trường hợp tính đến Cacbon đen cao hơn so với các trường hợp khác khoảng 20C và lệch so với quan trắc lớn vào mùa đông khoảng 4.50C đến 50C. Mô hình mô phỏng khá tốt trường mưa ở khu vực này tuy nhiên lượng mưa ít hơn so với thực tế quan trắc. Mùa mưa vào tháng mùa hè, tháng VII, VIII và IX và mùa khô là các tháng mùa đông, xuân từ tháng XI đến tháng IV năm sau. c. Đồng bằng Bắc Bộ và Thanh hóa 74 Hình 3.17a. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của Hà Nội năm 2000 Hình 3.17b. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Nam Định năm 2000 Hình 3.17c. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Thanh Hóa năm 2000 75 Ở khu vực Đồng bằng Bắc Bộ và Thanh Hóa, chúng ta đã thấy khả năng dự báo nhiệt độ đã chính xác hơn, các đường nhiệt độ sát nhau hơn. Trường hợp tác động của sol khí SOx và không có sol khí vẫn không khác mấy. Trong trường hợp có tính đến tác động của BC, nhiệt độ vẫn tăng lên 2 đến 30C so với các trường hợp khác. Các trường hợp thử nghiệm đều mô phỏng khá phù hợp với quan trắc, thể hiện được mùa mưa ở khu vực này là vào tháng VII đến tháng IX d. Bắc Trung Bộ Hình 3.18a. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của Vinh năm 2000 Hình 3.18b. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Đồng Hới năm 2000 76 Hình 3.18c. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của Huế năm 2000 Ở khu vực Bắc Trung bộ, nhiệt độ đồng đều hơn, khả năng dự báo của mô hình chính xác hơn. Trường hợp DIRBC vẫn làm cho nhiệt độ tăng hơn so với các trường hợp khác khoảng 1 đến 20C. Các trường hợp đều mô phỏng tốt hai mùa rõ rệt khu vực này. Mùa mưa từ tháng VIII đến tháng I năm sau. Mùa khô vào các tháng IV, V và VI. Trường hợp có tính đến tác động của cacbon hữu cơ cho kết quả tương đối giống với SOx. Ở đây cũng thấy rõ lượng mưa của trường hợp DIRBC giảm hơn so với các trường hợp khác. Mưa IX, X, XI, mùa khô III đến tháng VI e. Nam Trung Bộ Hình 3.19a. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa Đà Nẵng năm 2000 77 Hình 3.19b. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa Quy Nhơn năm 2000 Càng đi vào phía Nam, khả năng mô phỏng nhiệt độ của mô hình càng chính xác, nhiệt độ chênh lệch so với quan trắc chỉ khoảng 10C. Nhiệt độ tương đối đồng đều, không phân chia mùa đông và mùa hè. Trường hợp DIROC và DIRSOx tương tự như nhau, sai lệch rất ít. Trường hợp DIRBC, nhiệt độ vẫn lớn hơn so với hai trường hợp còn lại. Mô hình mô phỏng tốt mùa mưa và mùa khô ở Đà Nẵng, tuy nhiên ở Quy Nhơn, lượng mưa vượt quá so với quan trắc đặc biệt là tháng XII, I và II. f. Tây Nguyên Hình 3.20a. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa PlayCu năm 2000 78 Hình 3.20b. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa Buôn Mê Thuột năm 2000 Hình 3.20c. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa Đà Lạt năm 2000 Ở Tây Nguyên, đặc biệt là PlayCu nhiệt độ mô phỏng khá tốt, đồng thời nhiệt độ trong trường hợp DIRBC, DIROC và DIRSOx là tương tự nhau và gần với quan trắc. Lượng mưa mô phỏng đều bị vượt quá vào các tháng XII, I, II, III g. Đồng bằng Nam Bộ 79 Hình 3.21a. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa Cần Thơ năm 2000 Hình 3.21b. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa Ca Mau năm 2000 Ở khu vực Nam Bộ, nhiệt độ giữa các tháng tương đối đồng nhất, chỉ chênh nhau 1 đến 20C. Trường hợp DIRBC luôn cao hơn, nhưng chênh lệch giảm đi và gần với quan trắc hơn. Mô phỏng mưa khu vực này thường lớn hơn so với quan trắc vào các tháng mùa XII, I và II. 80 KẾT LUẬN VÀ KIẾN NGHỊ Sol khí tác động trực tiếp và gián tiếp lên trữ lượng bức xạ của Trái Đất, do vậy ảnh hưởng không nhỏ tới khí hậu Trái Đất. Nhằm mục đích đánh giá sự ảnh hưởng của sol khí tới khu vực Đông Nam Á, luận văn đã tiến hành nghiên cứu tác động của các loại sol khí sunfat, cacbon hữu cơ và cacbon đen tới nhiệt độ và giáng thủy của khu vực. Sự tác động của sol khí Cacbon đen lên cán cân thuần bức xạ của khí quyển cho thấy Cacbon đen đã hấp thụ lượng lớn bức xạ và làm nóng cột khí quyển, dẫn đến tăng nhiệt độ khí quyển và làm giảm lượng giáng thủy do giảm lượng mây bao phủ. Sự tác động của sol khí Sunfat và Cacbon hữu cơ lên khí quyển là rất nhỏ, do vậy ảnh hưởng không lớn tới nhiệt độ và giáng thủy khu vực. Mô hình mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của khu vực trong tất cả các trường hợp thử nghiệm là tương đối tốt. Tuy nhiên ở các vùng núi cao, mô hình không mô phỏng được chi tiết địa hình nên nhiệt độ thường giảm hơn so với nhiệt độ quan trắc của trạm. Nhiệt độ trung bình tháng trong trường hợp tính đến tác động của sol khí Cacbon đen luôn cho nhiệt độ cao hơn và lượng mưa giảm so với các trường hợp khác. Trường hợp sol khí là OC và SOx tương tự như nhau và sai lệch rất ít so với trường hợp chuẩn, trường hợp không tính đến tác động của sol khí. Đây mới chỉ là những thử nghiệm ban đầu để đánh giá tác động của các sol khí tới hệ thống khí hậu khu vực Đông Nam Á, đề nghị trong tương lai cần có những nghiên cứu sâu hơn nữa cho lĩnh vực này. 81 TÀI LIỆU THAM KHẢO Tiếng Việt 1. Trần Tân Tiến (1997), “Dự báo thời tiết bằng phương pháp số trị”, NXB ĐHQGHN, Hà Nội. 2. Trần Tân Tiến, “Đối lưu khí quyển”, NXB ĐHQGHN, Hà Nội. Tiếng Anh 3. Yan Huang, Robert E. Dickinson, William L. Chameides (2005), “Impact of aerosol indirect effect on surface temperature over East Asia”, Georgia Institute of Technology, New York. 4. Y. Yin, K. Carslaw, G. Feingold (2004), “Cloud processing and transport of aerosol and the feedback on cloud microstructure and precipitation”, University of Leeds, UK. 5. Li Shu, Wang Tijian, Zhuang Bingliang, Han Yong, “Indirect Radiative Forcing and Climate Effect of the Anthropogenic Nitrate Aerosol on Regional Climate of China”, Nanjing University, China. 6. Giorgi, F., X. Q. Bi, Y. Qian (2003), “Indirect effects of anthropogenic sulfate on the climate of East Asia as simulated with a regional coupled climate-chemistry/aerosol model”, Climatic Change, 58, 345-376. 7. J.Wu, C. Fu, Y. Xu, J.P.Tang, W. Wang. Z. Wang (2008), “Simulation of direct effects of black carbon aerosol on temperature and hydrological cycle in Asia by a Regional Climate Model”, Meteorology and Atmospheric Physics, The Netherland. 8. Yan Huang (2005), “Assessment of the Direct and Indirect Effects of Anthropogenic Aerosols on Regional Precipitation over East Asia Using a Coupled Regional Climate-Chemistry-Aerosol Model”, Georgia Institute of Technology, New York.