Microsoft Word - Luanvan_thacsy_Phuong_V3

Bản ghi

1 LỜI CẢM ƠN Trước tiên, tôi xin gửi lời cảm ơn tới thầy hướng dẫn luận văn của tôi, Tiến sĩ Nguyễn Văn Thắng, đã tạo mọi điều kiện, động viên và giúp đỡ tôi hoàn thành tốt luận văn này. Tôi cũng xin chân thành cảm ơn tới phó giáo sư, Tiến sĩ Phan Văn Tân. Trong suốt quá trình nghiên cứu, thầy đã kiên nhẫn hướng dẫn, trợ giúp và động viên tôi rất nhiều. Sự hiểu biết sâu sắc về khoa học, cũng như kinh nghiệm của thầy chính là tiền đề giúp tôi đạt được những thành tựu và kinh nghiệm quý báu. Tôi xin cảm ơn Tiến sĩ Hồ Minh Hà, Tiến sĩ Bùi Hoàng Hải và người bạn Lương Mạnh Thắng đã quan tâm, giúp đỡ, thảo luận và đưa ra những chỉ dẫn, đề nghị cho luận văn của tôi. Xin cám ơn Khoa Khí tượng Thủy văn và Hải dương học, Phòng sau đại học, Trường đại học Khoa học Tự Nhiên đã tạo điều kiện thuận lợi cho tôi làm việc trên khoa để tiến hành tốt luận văn. Tôi cũng xin cảm ơn bạn bè và gia đình đã luôn bên tôi, cổ vũ và động viên tôi những lúc khó khăn để có thể vượt qua và hoàn thành tốt luận văn này. Tôi xin chân thành cảm ơn! 1

2 MỤC LỤC MỤC LỤC... 2 MỤC LỤC BẢNG... 4 MỤC LỤC HÌNH... 5 MỞ ĐẦU... 8 CHƯƠNG 1. TỔNG QUAN VỀ SOL KHÍ VÀ MÔ HÌNH RegCM TỔNG QUAN VỀ SOL KHÍ Các loại sol khí tác động mạnh tới hệ thống khí hậu của Trái đất Sol khí núi lửa Bụi sa mạc Sol khí tạo bởi con người Sol khí tác động lên hệ thống khí hậu của Trái đất Tác động của sol khí lên nhiệt độ bề mặt Tác động của sol khí lên mây và giáng thủy Tác động của sol khí lên Albedo bề mặt và năng lượng bức xạ mặt trời tới bề mặt trái đất Ảnh hưởng của sol khí lên hoàn lưu khí quyển TỔNG QUAN VỀ MÔ HÌNH RegCM Giới thiệu về mô hình RegCM Lịch sử của RegCM Động lực học Phương trình động lượng phương ngang Phương trình liên tục và phương trình Phương trình nhiệt động lực và phương trình Omega() Phương trình thủy tĩnh Các sơ đồ vật lí Sơ đồ bức xạ Mô hình bề mặt đất Lớp biên hành tinh Sơ đồ giáng thủy đối lưu Sơ đồ giáng thủy qui mô lớn Tham số hóa thông lượng đại dương Sơ đồ Gradient khí áp Mô hình hồ

3 Sinh quyển Thể nước Sol khí và hóa học khí quyển Điều kiện ban đầu và điều kiện biên MỤC TIÊU CHÍNH CỦA LUẬN VĂN CHƯƠNG 2. MÔ HÌNH VÀ THIẾT KẾ THÍ NGHIỆM SOL KHÍ SULFAT VÀ CACBON TRONG MÔ HÌNH RegCM Phương trình tỉ lệ xáo trộn Sol khí Sulfat Sol khí Cacbon Các điều kiện biên cho SOx và sol khí Cacbon Tác động trực tiếp và gián tiếp của sol khí Hấp thụ và Tác động bán trực tiếp của Cacbon đen Tác động gián tiếp loại Tác động gián tiếp loại THU THẬP SỐ LIỆU ĐẦU VÀO CHO MÔ HÌNH RegCM CHƯƠNG 3. KẾT QUẢ TÍNH TOÁN VÀ PHÂN TÍCH THIẾT KẾ THÍ NGHIỆM LỰA CHỌN MIỀN TÍNH KẾT QUẢ THÍ NGHIỆM Đánh giá khả năng mô phỏng của mô hình dự báo khí hậu khu vực RegCM Tác động của sol khí khí quyển của khu vực Cán cân thuần bức xạ (Radiation Forcing) Nhiệt độ và lượng mưa KẾT LUẬN VÀ KIẾN NGHỊ TÀI LIỆU THAM KHẢO

4 MỤC LỤC BẢNG Bảng 1.a. Những tác động gián tiếp khác nhau của sol khí và hiệu ứng biến đổi thông lượng bức xạ tại đỉnh khí quyển Bảng 1.1.b. Những tác động gián tiếp khác nhau của sol khí và ảnh hưởng của nó tới bức xạ sóng ngắn tại bề mặt đất (cột 2 đến cột 4) và tới giáng thuỷ (cột 5 đến cột 7) Bảng 2.1. Bốn trường hợp thử nghiệm trong mô hình dự báo khí hậu RegCM... Error! Bookmark not defined. 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) Bảng 3.2. Trung bình lượng mây phủ ở mực dưới 750mb (Đơn vị: phần trăm)

5 MỤC LỤC HÌNH Hình 1.1. Núi lửa Pinatubo phun trào và hàng tấn sol khí bị đưa vào khí quyển (1991)... 1 Hình 1.2. Sol khí núi lửa... 1 Hình 1.3. Bụi sa mạc... 1 Hình 1.4. Sol khí tạo bởi con người... 1 Hình 1.5. Những cơ chế bức xạ khác nhau của mây gây ra bởi sol khí Hình 1.6. Tác động của mật độ hạt mây đến độ phản xạ của mây (albedo)... 1 Hình 1.7. Mô tả những tác động khác nhau của sol khí đã được trình bày trong bảng Hình 1.8. Lưới phương thẳng đứng của mô hình RegCM Hình 1.9. Lưới ngang dạng xen kẽ dạng B - Arakawa - Lamb của mô hình Hình 2.1. Sự biến đổi của P autocv, tốc độ tự động chuyển đổi Hình 3.1. Miền tính khu vực Đông Nam Á Hình 3.2. Mô hình mô mô phỏng nhiệt độ trung bình tháng và lượng mưa trung bình toàn miền so với quan trắc Hình 3.3. Mô hình mô phỏng lượng mưa trung bình toàn miền so với quan trắc 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 3.7. 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

6 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 Mô phỏng cán cân thuần bức xạ tại đỉnh khí quyển Trong trường hợp sol khí hữu cơ Hình Mô phỏng cán cân thuần bức xạ tại bề mặt Trong trường hợp sol khí hữu cơ Hình Mô phỏng cán cân thuần bức xạ của khí quyển Trong trường hợp sol khí hữu cơ Hình Trung bình lượng mây phủ ở mực dưới 750mb Hình 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 ( 0 C), b) lượng mưa trung bình toàn miền (mm/tháng) Hình 3.15a. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Lai Châu năm Hình 3.15b. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Điện Biên năm Hình 3.15c. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Sơn La năm Hình 3.16a. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Bắc Quang năm Hình 3.16b. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Sa Pa năm Hình 3.16c. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Cao Bằng năm Hình 3.16d. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Bắc Cạn năm Hình 3.16e. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Lạng Sơn năm Hình 3.16g. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Móng Cái năm Hình 3.17a. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của Hà Nội năm Hình 3.17b. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Nam Định năm Hình 3.17c. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Thanh Hóa năm Hình 3.18a. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của Vinh năm

7 Hình 3.18b. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của tỉnh Đồng Hới năm Hình 3.18c. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa của Huế năm Hình 3.19a. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa Đà Nẵng năm Hình 3.19b. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa Quy Nhơn năm Hình 3.20a. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa PlayCu năm Hình 3.20b. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa Buôn Mê Thuột năm Hình 3.20c. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa Đà Lạt năm Hình 3.21a. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa Cần Thơ năm Hình 3.21b. Mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa Ca Mau năm

8 MỞ ĐẦU Ngày nay nghiên cứu các tác động ảnh hưởng tới khí hậu và biến đổi khí hậu là một trong những vấn đề quan trọng của khí tượng và ngày càng được nhiều nhà khoa học quan tâm. Nhiều nghiên cứu của các nhà khoa học đã chỉ ra rằng thành phần hóa học của khí quyển đã thay đổi và chúng có mối liên hệ trực tiếp hoặc gián tiếp với các điều kiện thời tiết, khí hậu ở quy mô toàn cầu, khu vực. Sol khí là một trong tác nhân quan trọng gây nên những thay đổi hóa học của khí quyển, thay đổi quá trình hình thành mây, phản xạ và hấp thụ năng lượng bức xạ gây nên những biến đổi trong hệ thống thời tiết khí hậu. Từ những tác động của sol khí lên hệ thống khí hậu, gây biến đổi khí hậu, chúng ảnh hưởng gián tiếp tới các lĩnh vực kinh tế xã hội, môi trường. Vì những lý do nêu trên, Tổ chức Khí tượng thế giới (WMO) đã chọn chủ đề cho ngày khí tượng thế giới năm 2009 là Thời tiết, khí hậu và không khí chúng ta đang thở. Để đánh giá tác động của sol khí lên hệ thống khí hậu thời tiết cho khu vực Đông Nam Á, luận văn đã tiến hành nghiên cứu, đánh giá các sol khí Sunfat, Cacbon đen và Cacbon hữu cơ ảnh hưởng tới nhiệt độ và lượng mưa khu vực. 8

9 CHƯƠNG 1. TỔNG QUAN VỀ SOL KHÍ VÀ MÔ HÌNH RegCM 1.1. TỔNG QUAN VỀ SOL KHÍ Sol khí là các phần tử nhỏ lơ lửng trong khí quyển. Chúng ta có thể nhận thấy sự hiện diện của sol khí khi chúng đủ lớn thông qua sự phân tán và hấp thụ tia bức xạ mặt trời của sol khí. Sự phân tán bức xạ mặt trời của sol khí có thể làm giảm khả năng nhìn và làm ửng đỏ khi mặt trời mọc và lặn. Những sol khí này có nhiều nguồn gốc, có thể là nguồn gốc tự nhiên như từ đất, từ muối biển, từ các đám cháy thực vật hoặc cũng có thể do con người tạo ra từ việc đốt cháy các chất thải, nhiên liệu than và dầu trong các khu công nghiệp, tạo ra các phần tử sulfat, cacbon đen,... Sol khí tác động trực tiếp và gián tiếp lên trữ lượng bức xạ của Trái Đất và khí hậu. Tác động trực tiếp là các sol khí trực tiếp phân tán và hấp thụ các tia xạ bức xạ mặt trời trong không gian. Tác động gián tiếp là khi sol khí ở tầng thấp của khí quyển có thể làm thay đổi kích cỡ của các phần tử mây, làm thay đổi phản xạ và hấp thụ bức xạ mặt trời của mây, và như vậy tác động lên trữ lượng năng lượng của Trái Đất. Sol khí cũng có thể gây ra các phản ứng hóa học. Đáng kể nhất là phản ứng có tác động phá hoại ozon ở tầng bình lưu. Trong suốt mùa đông ở các khu vực cực, Hình 1.1. Núi lửa Pinatubo phun trào và hàng tấn sol khí bị đưa vào khí quyển (1991) (theo thống kê của Mỹ 1995) 9

10 sol khí phát triển hình thành các đám mây bụi ở tầng bình lưu cực. Các phản ứng hóa học xảy ra ở khu vực tập trung nhiều các phần tử mây bụi. Các phản ứng này chủ yếu là phản ứng Clo và cuối cùng chúng phá hủy ozon ở tầng bình lưu. Chứng cớ cho sự phá hủy tầng ozon này là hiện tại đang tồn tại các thay đổi tập trung của ozon trong tầng bình lưu tương tự như đã xảy ra khi có sự phun trào núi lửa lớn, giống như năm 1991, núi Pinatubo phun trào và hàng tấn sol khí bị đưa vào khí quyển (Hình 1.1). Một lượng lớn SO 2, HCl và tro bụi được đưa vào tầng bình lưu của khí quyển Trái đất khi núi lửa phun trào. Trong hầu hết các trường hợp HCl ngưng tụ với hơi nước và theo mưa rơi khỏi đám mây hình thành bởi phun trào núi lửa, còn SO 2 từ đám mây được chuyển đổi thành H 2 SO 4. Axit H 2 SO 4 nhanh chóng ngưng tụ lại và các phần tử sol khí này sẽ tồn tại trong khí quyển trong một khoảng thời gian. Tương tác hóa học lên bề mặt của sol khí có xu hướng tăng mức độ Clo, Clo tương tác với Nito ở tầng bình lưu, đây chính là nguyên nhân chủ yếu trong phá hủy lớp ozon ở tầng bình lưu. Đường kính sol khí trải từ vài nanomet (nm) tới hàng chục micromet (µm). Kích cỡ của sol khí được chia ra làm 3 cấp. Cấp có kích cỡ nhỏ nhất gọi là các phần tử cực nhỏ (nhỏ hơn khoảng 0,1µm) chủ yếu phát sinh từ chuyển đổi các phần tử khí như khí SO 2, NO x và Cacbon hữu cơ dễ bay hơi bị oxi hóa và ngưng tụ lại. Cấp có đường kính lớn nhất được gọi là phần tử thô (xấp xỉ 1µm) được tạo ra rất cơ học, gió thổi trên khu vực bụi hoặc bốc hơi từ bụi nước biển, Giữa các phần tử cực nhỏ và phần tử thô là phần tử nhỏ cỡ 0,1 đến 1µm. Dạng này được quy cho là dạng tích tụ vì các sol khí ở kích thước này tích tụ từ các phần tử cực nhỏ và có xu hướng tồn tại lâu dài trong khí quyển (vài ngày) bởi lắng động chậm và tốc độ tích tụ. Dạng này liên quan chủ yếu tới trữ lượng năng lượng Trái Đất và biến đổi khí hậu bởi tương tác của chúng với bức xạ mặt trời, (hầu hết năng lượng bức xạ ở trong khoảng phổ cỡ 0,5 µm), và các phần tử này cũng có kích cỡ tương tự như sóng dài phân tán ánh sáng, nhân ngưng kết mây CCN và nhân ngưng kết băng (IN). Dạng sol khí này thông thường tồn tại trong khí quyển vài ngày có khi vài tuần. Các phần tử sol khí khí quyển có thể bắt nguồn từ các phần tử cơ bản hoặc được hình thành từ 10

11 tiền chất khí (nguồn thứ hai), đó là các phần tử khí chuyển đổi đã nói ở trên (SO 2, NO x, và VOC, ). Một vài nguồn từ tự nhiên đưa vào khí quyển như từ núi lửa, bụi từ sóng biển, đại dương; Mặt khác, các phát thải công nghiệp, cháy sinh khối và phát thải đất bụi từ các hoạt động nông nghiệp do con người gây nên. Trên toàn cầu, thông lượng sol khí khí quyển được ước chừng khoảng 3440 Tg/năm, trong đó 10% từ các hoạt động của con người. Tuy nhiên, các sol khí do con người gây ra chủ yếu là sol khí sulfat và cacbon (cacbon đen và cacbon hữu cơ), về thực chất nó đã tăng kể từ thời kỳ tiền công nghiệp (IPCC, 1995), và thậm chí còn vượt các nguồn tự nhiên trên toàn cầu, và có trội hơn hẳn ở vùng đô thị và công nghiệp. Sự phát thải sol khí là vấn đề lớn trên toàn cầu, sol khí khu vực từ các nguồn ảnh hưởng hoạt động của con người ảnh hưởng lớn đến khí hậu và môi trường Các loại sol khí tác động mạnh tới hệ thống khí hậu của Trái đất Sol khí núi lửa Sol khí của núi lửa được hình thành ở tầng bình lưu sau các trận phun trào lớn của núi lửa giống như núi Pinatubo. Lớp sol khí chủ yếu hình thành bởi khí SO 2, sau đó chuyển đổi thành giọt axit Hình 1.2. Sol khí núi lửa (Tham khảo trên báo Science Daily) sulfuric trong tầng bình lưu tồn tại từ một tuần tới vài tháng sau khi núi lửa phun trào (Hình 1.2). Gió trong tầng bình lưu trải rộng sol khí cho đến khi chúng bao phủ 11

12 toàn cầu. Sau mỗi lần hình thành, các sol khí này tồn tại trong tầng đối lưu khoảng hai năm. Chúng phản xạ bức xạ mặt trời, giảm lượng năng lượng tới tầng thấp hơn của khí quyển và bề mặt Trái Đất, làm lạnh chúng. Đợt lạnh năm 1993 được cho rằng liên quan tới lớp sol khí ở tầng bình lưu được tạo ra bởi sự phun trào núi lửa Pinatubo. Năm 1995, mặc dù sự phun trào núi lửa Pinatubo đã qua được vài năm nhưng lớp này vẫn còn tàn dấu vết trong khí quyển. Số liệu từ các vệ tinh NASA cho các nhà nghiên cứu hiểu rõ hơn về tác động của sol khí núi lửa lên khí quyển của chúng ta Bụi sa mạc Loại thứ hai của sol khí có tác động đáng kể lên khí hậu là bụi sa mạc. Các bức tranh từ các vệ tinh khí tượng thường cho thấy màn bụi trên Đại Tây Dương từ các sa mạc ở Bắc Phi. Theo như quan trắc bụi rơi khỏi các lớp này tới các vùng khác nhau trên lục địa Châu Mỹ. Tương tự như màn bụi của sa mạc trên lục địa Châu Á. Vào tháng 9 năm 1994 Lidar, STS- 64, đã đo được lượng lớn bụi sa mạc trong tầng thấp của khí quyển trên lục địa Châu Phi. Các phần tử bụi nhẹ được thổi từ bề mặt sa mạc có liên quan lớn Hình 1.3. Bụi sa mạc tới sol khí khí quyển, thông thường chúng rơi khỏi khí quyển sau khi bay thời đoạn ngắn nhưng chúng có thể được thổi lên độ cao khoảng ft (khoảng m) hoặc cao hơn bởi sự cuốn hút mạnh mẽ của các cơn bão cát. Bụi là vô cơ, do vậy bụi hấp thụ cũng như phân tán tia bức xạ mặt trời. Thông qua hấp thụ tia bức xạ mặt trời, các phần tử bụi làm ấm lớp khí quyển nơi chúng cư trú. Không khí ấm được cho rằng là nguyên nhân ngăn chặn sự hình thành của mây. Thông qua sự ngăn chặn hình mây, mưa, màn bụi được cho là nguyên nhân mở rộng sa mạc trong tương lai. 12

13 Sol khí tạo bởi con người Loại sol khí thứ ba là do các hoạt động của con người. Phần lớn sol khí tạo bởi con người là do khói bụi từ cháy các khu rừng nhiệt đới, đốt than và dầu. Sol khí sulfat tạo bởi con người trong khí quyển đang tăng lên nhanh chóng kể từ cuộc cách mạng công nghiệp. Với mức độ sản xuất hiện tại, sol khí sulfat phát thải bởi con người được cho rằng quá nhiều so với lượng sol khí sulfat tự nhiên. Sol khí tập trung nhiều nhất ở Bắc Hình 1.4. Sol khí tạo bởi con người Bán Cầu nơi trung tâm hoạt động công nghiệp. Sol khí sulfat không hấp thụ bức xạ mặt trời nhưng phản xạ chúng, bởi vậy làm giảm lượng bức xạ mặt trời tới bề mặt Trái Đất. Sol khí sulfat tồn tại trong khí quyển khoảng 3 5 ngày. Sol khí sulfat vào trong mây làm tăng số lượng hạt trong mây, làm giảm kích thước của hạt. Tác động mạng lưới là làm tăng phản xạ bức xạ hơn khi không có sol khí sulfat. Sự ô nhiễm từ các tàu biển làm thay đổi mây thấp ở trên chúng. Trong các bức ảnh chụp từ vệ tinh khí tượng ta có thể thấy sự thay đổi trong các giọt mây, bởi sol khí sulfat từ các tàu, như các vết của lớp mây. Thêm vào nữa nó làm mây tăng khả năng phản xạ bức xạ mặt trời. Sol khí là nguyên nhân làm ô nhiễm mây, nó làm tăng thời gian tồn tại của mây và phản xạ nhiều hơn bức xạ mặt trời hơn là mây không bị ô nhiễm Sol khí tác động lên hệ thống khí hậu của Trái đất Nhìn chung, sol khí ảnh hưởng tới khí hậu theo hai cách: ảnh hưởng trực tiếp bởi phân tán và hấp thụ các tia bức xạ đi vào, và ảnh hưởng gián tiếp như nhân ngưng kết của mây (CCN) và/hoặc nhân băng (IN), làm thay đổi vi vật lý mây, đặc tính bức xạ và thời gian tồn tại của mây. Tác động trực tiếp phân tán như các phần 13

14 tử sulfat làm lạnh hệ thống Trái Đất (cái được gọi là hiệu ứng nhà trắng, nó đối ngược với hiệu ứng nhà kính tác động bởi CO 2, CH 4, N 2 O, ). Mặt khác các sol khí hấp thụ như Cacbon đen và bụi vô cơ làm nóng Trái đất bằng cách đốt nóng khí quyển. Sự đốt nóng này quay trở lại cản trở sự ngưng đọng và là phẳng gradient nhiệt độ, làm giảm ẩm đối lưu và nước trong khí quyển, làm giảm lượng mây bao phủ, giảm albedo của mây và làm nóng hệ thống Trái đất trong tương lai. Xu hướng làm ấm Trái đất bởi cloud-burning từ sol khí hấp thụ được gọi là hiệu ứng semi-direct. Tác động gián tiếp của sol khí cũng chia ra làm hai phần: Tác động gián tiếp loại 1, tăng sol khí dẫn đến tăng tập trung các giọt trong mây và làm giảm kích cỡ hạt trong mây, và kết quả làm tăng albedo của mây (hiệu ứng albedo của mây); và hiệu ứng gián tiếp loại 2, như đã nói ở trên sự giảm kích cỡ hạt mây có xu hướng làm giảm giáng thủy, tăng nước lỏng, bởi vậy tăng thời gian tồn tại của mây, (hiệu ứng tồn tại mây) và độ dày của mây. Cả hai hiệu ứng trực tiếp và gián tiếp đều làm giảm lượng bức xạ mặt trời tới bề mặt Trái đất, trong khi đó trường hợp hiệu ứng semi-direct làm tăng nhiệt của cột khí quyển. Tuy nhiên, hiệu ứng gián tiếp không chắc chắn như hiệu ứng trực tiếp. Các tác động trực tiếp và gián tiếp đều ảnh hưởng tới giáng thủy. Điều này thể hiện rõ thông qua hiệu ứng semi-direct làm biến đổi đặc tính của mây. Giảm bức xạ bề mặt bởi tác động trực tiếp và gián tiếp của sol khí cũng giống như là hiệu chỉnh lại chu trình nước thông qua thay thế tích trữ năng lượng bề mặt, làm giảm lượng bốc hơi và như vậy sẽ làm chậm lại chu trình nước. Hơn nữa, sol khí còn tác động đến môi trường theo nhiều cách khác nữa. Các sol khí gây bất lợi cho sức khỏe của con người và làm giảm tầm nhìn bởi sự phân tán và hấp thụ bức xạ. Sol khí cũng ảnh hưởng tới sự quang hợp và tỉ lệ hấp thụ cacbon của hệ sinh thái. Thêm vào nữa sulfat và nitrat là nguyên nhân cơ bản gây nên mưa axit, ảnh hưởng lớn bởi các khu công nghiệp lớn trên toàn thế giới. 14

15 Hình 1.5. Những cơ chế bức xạ khác nhau của mây gây ra bởi sol khí. (Đánh giá lần thứ tư của IPCC) Những điểm nhỏ màu đen tượng trưng cho các phần tử sol khí, các vòng tròn kích thước lớn hơn là các hạt mây. Những đường thẳng được cho là thành phần bức xạ tới và thành phần phản xạ lại bức xạ mặt trời, những đường sóng là bức xạ tới mặt đất. Những vòng tròn màu trắng cho biết số hạt mây (CDNC). Những đám mây không có xáo trộn bao gồm những hạt mây lớn trong đó chỉ có các phần tử sol khí tự nhiên xuất hiện và trở thành nhân ngưng kết, còn những đám mây có sự xáo trộn lớn thường chứa đựng một lượng lớn hơn số hạt mây nhỏ, trong đó bao gồm cả các sol khí có nguồn gốc tự nhiên và nguồn gốc từ con người đóng vai trò là các nhân ngưng kết. Những đường nét đứt màu xám biểu thị cho mưa Tác động của sol khí lên nhiệt độ bề mặt Như đã nói ở trên, đã có nhiều nỗ lực trong định lượng tác động gián tiếp và trực tiếp sol khí gây ra bởi con người tới RF (Radiative forcing) (Năng lượng bức xạ tới Năng lượng bức xạ phát xạ hồng ngoại của Trái Đất). Một chủ đề liên quan nữa là liệu chứng cứ kinh nghiệm cho thấy hệ thống khí hậu phản ứng thế nào với RF và liệu dấu vết của xon khí có được ghi lại trong quan trắc. Khí hậu phản ứng với biểu hiện khí tượng là thay đổi nhiệt độ, gió, giáng 15

16 thủy và khả năng phân bổ của chúng. Nhìn chung cả tác động trực tiếp và gián tiếp đều làm giảm nhận năng lượng bức xạ tới bề mặt, là nguyên nhân làm lạnh bề mặt. Theo nghiên cứu điều tra chứng minh nhiệt độ quan trắc toàn cầu có xu hướng liên quan tới sol khí và các khí nhà kính, trong các mô hình khí hậu có tính đến cả sol khí và khí nhà kính đều mô phỏng tốt hơn là mô phỏng chỉ có sol khí hoặc chỉ có khí nhà kính hoặc không có cả hai. Nhiệt độ hàng ngày giảm trên các khu công nghiệp, có thể cho là ảnh hưởng cục bộ của sol khí. Xu hướng lạnh đi đáng kể tìm thấy được ở một vài khu vực ở Trung Quốc, đáng chú ý là ở vịnh Sichuan, nơi tồn tại lượng lớn sol khí do con người gây ra Tác động của sol khí lên mây và giáng thủy Những thay đổi vật lí vĩ mô của mây như độ bao phủ, cấu trúc, độ cao và những thay đổi vật lý vi mô như kích thước hạt, pha mây có tác động lớn tới khí hậu. Trong khi trên thực tế nhiều nghiên cứu cho thấy sol khí tác động không nhỏ đến việc làm thay đổi các quá trình vi vật lý mây. Quan hệ giữa các phần tử sol khí và mây khá phức tạp và là một mối quan hệ phi tuyến. Kích thước và thành phần hoá học của sol khí (sulphát, nitơrat, bụi, cacbon hữu cơ và cacbon vô cơ) đóng vai trò rất quan trọng trong việc kích hoạt và lớn lên của các hạt mây. a. Quan hệ giữa số lượng sol khí với số hạt mây và kích thước hạt mây Trên một quy mô vùng, các nghiên cứu thực tế đã chỉ ra rằng các đám cháy rừng ở vịnh Amazon đưa vào khí quyển một lượng sol khí rất lớn, hệ quả là làm tăng số lượng hạt mây và làm giảm kích thước của các hạt mây này. Công thức tương quan giữa số lượng sol khí và số lượng hạt mây như sau: Nd (Na) b. Trong đó Nd là mật độ hạt mây, còn Na là số sol khí, b là tham số thay đổi từ phụ thuộc vào tính chất của sol khí. b. Các cơ chế tác động của sol khí tới mây và giáng thủy Sol khí có thể tương tác với mây và giáng thủy bằng nhiều cách, như là trở thành nhân ngưng kết hoặc nhân băng hay đóng vai trò là những phần tử hấp thụ 16

17 năng lượng mặt trời và phân bổ lại nguồn năng lượng nhiệt này trong các lớp mây. Chúng có thể được chia nhỏ thành các quá trình đóng góp khác nhau, như được tóm tắt trong bảng 1.1 và chỉ ra trong hình 1.7. Sol khí tác động tới độ phản xạ của mây và thời gian tồn tại của mây thông qua quá trình phân bổ của thành phần nước lỏng trong mây (có thể là mây lỏng, mây băng hay là mây có sự hoà trộn giữa pha lỏng và pha băng). - Số sol khí càng nhiều số hạt mây tăng sẽ có nhiều hơn các hạt mây để phản xạ lại bức xạ mặt trời độ phản xạ của mây tăng. - Số sol khí càng nhiều số hạt mây tăng kích thước hạt mây nhỏ đi làm giảm sự hình thành giáng thủy dẫn đến kéo dài thời gian tồn tại của mây. Tác động bán trực cho thấy sự hấp thụ bức xạ mặt trời và phản xạ lại bức xạ đó của các phần tử hình thành sau các vụ cháy, đã dẫn đến hệ quả là làm nóng khối không khí và làm thay đổi độ ổn định khí quyển. Nó cũng gây ra sự bay hơi của các hạt mây. Tác động đóng băng gián tiếp: Trong các đám mây có lẫn cả pha băng và pha Hình 1.6. Tác động của mật độ hạt mây đến độ phản xạ của mây (albedo) (Đánh giá lần thứ ba của IPCC) lỏng, khi có sự gia tăng của sol khí sẽ làm gia tăng số lượng những hạt tinh thể băng quá bão hòa, từ đó nhanh chóng làm tăng kích thước giáng thủy, và nhiều khả năng mây không giáng thủy được chuyển thành mây giáng thủy. Tác động nhiệt động lực gây ra sự trì hoãn đóng băng của các hạt nhỏ tạo thành những đám mây siêu lạnh với nhiệt độ rất thấp. Thêm vào đó, sol khí làm 17

18 thay đổi hiệu ứng bức xạ tại đỉnh khí quyển và làm thay đổi năng lượng tới bề mặt thông qua các quá trình đối lưu, bốc hơi và giáng thủy. 18

19 Bảng 1.1.a. Những tác động gián tiếp khác nhau của sol khí và hiệu ứng biến đổi thông lượng bức xạ tại đỉnh khí quyển. Tác động Loại mây Quá trình Biến đổi b/xạ tại đỉnh KQ Cường độ Mức độ nghiên cứu T/động đến độ phản xạ của mây Tất cả Với cùng một lượng nước lỏng hoặc băng trong mây, càng nhiều hạt mây thì độ phản xạ càng lớn Âm Trung bình Thấp T/động đến thời gian tồn tại của mây Tất cả Các hạt mây nhỏ làm giảm lượng giáng thuỷ dẫn đến kéo dài thời gian tồn tại của mây Âm Trung bình Rất thấp Tác động bán trực tiếp Tất cả Sự hấp thụ bức xạ mặt trời của sol khí tác động đến độ ổn định và năng lượng tới bề mặt, và có thể dẫn tới sự bay hơi của các phần tử mây. Dương hoặc âm Nhỏ Rất thấp T/động gián tiếp gây đóng băng Mây hỗn hợp (lỏng và băng) Số lượng các nhân băng tăng lên làm gia tăng hiệu suất giáng thuỷ. Dương Trung bình Rất thấp T/động nhiệt động lực Mây hỗn hợp (lỏng và băng) Các phần tử mây nhỏ đi làm trì hoãn quá trình đóng băng tạo thành những đám mây siêu lạnh với nhiệt độ rất thấp. Dương hoặc âm Trung bình Rất thấp Bảng 1.1.b. Những tác động gián tiếp khác nhau của sol khí và ảnh hưởng của nó tới bức xạ sóng ngắn tại bề mặt đất (cột 2 đến cột 4) và tới giáng thuỷ (cột 5 đến cột 7) Tác động Thông lượng b/xạ tới bề Cường độ Mức độ nghiên cứu Hiệu ứng giáng Cường độ Mức độ nghiên 19

20 mặt thuỷ cứu T/động đến độ phản xạ của mây Âm Trung bình Thấp n.a. n.a. n.a. T/động đến t/gian tồn tại của mây T/động bán trực tiếp Âm Trung bình Rất thấp Âm Nhỏ Âm Lớn Rất thấp Âm Lớn Rất thấp Rất thấp T/động gián tiếp gây đóng băng Dương Trung bình Rất thấp Dương Trung bình Rất thấp T/động nhiệt động lực Dương hoặc âm Trung bình Rất thấp Dương hoặc âm Trung bình Rất thấp 20

21 Hình 1.7. Mô tả những tác động khác nhau của sol khí đã được trình bày trong bảng 1.1 (Đánh giá lần thứ tư của IPCC) 21

22 c. Tác động của sol khí tới mây nước. Các hạt nhân ngưng kết kích thước lớn Từ trạng thái hơi nước, nhân ngưng kết đồng nhất sẽ giúp tạo thành những hạt nước lỏng, tuy nhiên trong điều kiện của khí quyển có nhiều các sol khí thì điều này khó có thể xảy ra. Thay vào đó là quá trình hơi nước đọng lại trên các phần tử sol khí các nhân ngưng kết bất đồng nhất. Việc con người làm gia tăng số lượng sol khí sẽ làm thay đổi tính chất bức xạ của mây và do đó làm thay đổi khí hậu. Nhiều nhân ngưng kết hơn sẽ gia tăng số hạt mây có kích thước nhỏ hơn, từ đó làm tăng độ phản xạ của mây. Điều này đã được đề cập đến đầu tiên bởi Twomey vào năm Sau đó, vào năm 1989 Albrecht đã chứng minh rằng sự hình thành giáng thuỷ bị giảm đi, sẽ dẫn tới thời gian tồn tại của mây được kéo dài. Cả hai tác động này đều dẫn tới sự lạnh đi của bề mặt trái đất. Các phần tử sol khí thô hay là nhân ngưng kết lớn như muối biển, bụi có tác dụng làm tăng sự hình thành giáng thủy đặc biệt là trong các đám mây bị ô nhiễm bởi các chất thải mà con người gây ra. Năm 2002, Rosenfeld đã chứng minh là các nhân ngưng kết lớn trong các đám mây là các phần tử đi thu thập hơi nước, tạo ra những hạt nước lớn và hình thành giáng thuỷ. d. Tác động tới mây có sự trộn lẫn giữa các pha (mixed-phase) Mây nhiều pha thường xuất hiện ở vùng vĩ độ trung bình và vùng cực. Ở nhiệt độ dưới 0 C, các hạt nước không tự đóng băng, nhưng có thể tồn tại khá lâu dưới dạng chất lỏng siêu lạnh cho tới nhiệt độ xấp xỉ -38 C. Trong khoảng nhiệt độ này, quá trình đóng băng của các hạt diễn ra nhờ những nhân nhưng kết không đồng nhất còn gọi là nhân băng. Nhân băng phần lớn là những phần tử không hoà tan như là bụi vô cơ hoặc phấn hoa. Với những nhân băng do con người tạo ra sẽ gây ra tác động gián tiếp tới quá trình đóng băng glaciation indirect effect (Lohmann, 2002), trong đó, sự gia tăng của các nhân băng này sẽ dẫn đến hình thành những đám mây băng, làm tăng độ phản xạ của mây và làm gia tăng giáng thuỷ dạng băng. 22

23 Mây băng thường là những đám mây tầng cao (mây Ci) có chứa các phần tử băng nguyên chất, nó đem lại hiệu ứng bức xạ dương toàn cầu. Tuy nhiên rất khó định lượng được hiệu ứng này vì cho đến nay những hiểu biết về vòng đời của mây Ci cũng như vùng hình thành của nó, vùng quá bão hoà băng vẫn còn hạn chế. Nhìn chung có hai cơ chế khác nhau để hình thành mây băng: - Thứ nhất, trong các đám mây đối lưu sâu, những hạt nước lớn thăng lên mạnh mẽ trong hệ thống đối lưu sẽ đóng băng và hình thành các tinh thể băng. - Thứ hai, chuyển động thăng tốc độ trung bình sẽ gây ra quá trình lạnh đi đoạn nhiệt, các tinh thể băng sẽ được hình thành từ hạt hòa tan siêu lạnh (các nhân ngưng kết đồng nhất) hoặc từ các phần tử sol khí (những nhân ngưng kết không đồng nhất). Như vậy tìm hiểu vai trò của sol khí đối với sự hình thành các đám mây băng, góp phần giúp ta hiểu rõ hơn tác động bức xạ của mây Ci và vai trò của nó trong biến đổi khí hậu Tác động của sol khí lên Albedo bề mặt và năng lượng bức xạ mặt trời tới bề mặt trái đất Sol khí làm thay đổi những thuộc tính vật lý của bề mặt và từ đó làm biến đổi khí hậu bằng cách: - Tác động đến năng lượng bức xạ. - Làm thay đổi thông lượng hiển nhiệt và ẩn nhiệt truyền từ khí quyển. Bằng sự gia tăng độ dày quang học của mây, sol khí và các hợp chất do con người gây ra đã góp phần làm suy giảm bức xạ mặt trời trên bề mặt trái đất. Trên khắp nước Đức, sự hấp thụ và tán xạ của các sol khí giảm đi đã làm giảm tỉ lệ bức xạ mặt trời trực xạ/tán xạ. 23

24 Ở vùng nhiệt đới Ấn Độ Dương, Sol khí gián tiếp làm năng lượng bức xạ mặt trời tới đỉnh khí quyển thay đổi -5W/m 2 còn tại bề mặt là -6W/m 2. Mô hình khí hậu toàn cầu tính toán rằng: trung bình, bức xạ sóng ngắn trên bề mặt suy giảm khoảng từ -1.3 đến -3.3W/m 2. Sự thay đổi dòng bức xạ ở đỉnh khí quyển lớn hơn do có một vài sol khí đóng vai trò giống như carbon đen hấp thụ bức xạ mặt trời trong khí quyển. Phần lớn các mô hình đều dự báo sự suy giảm xảy ra trên đất liền nhiều hơn trên biển. Thêm vào đó sol khí còn góp phần tạo ra khí nhà kính. Ở Nam Á, các sol khí có thể đã đóng góp 50% sự đốt nóng bề mặt do sự gia tăng khí nhà kính toàn cầu. Quá trình này còn làm thay đổi trên một quy mô rộng lớn những thuộc tính của lớp thực vật phủ bao phủ trên bề mặt, từ đó làm thay đổi các thuộc tính vật lý của bề mặt trong đó có albedo bề mặt. Ngoài ra thay đổi albedo bề mặt còn có thể gây ra bởi sự lắng đọng của các phần tử sol khí trên mặt đất. Thay đổi albedo bề mặt sẽ tác động đến năng lượng bức xạ tới từ đó làm thay đổi khí hậu. Lớp phủ bề mặt thay đổi có thể tác động đến các thuộc tính vật lý khác như độ phát xạ của mặt đất, thông lượng ẩm thông qua sự bốc hơi và thoát hơi, tỉ lệ giữa thông lượng ẩn nhiệt và hiển nhiệt và sự xáo trộn rối vốn là quá trình đưa ma sát vào khí quyển và vận chuyển nhiệt - ẩm vào khí quyển. Tất cả các quá trình này có thể tác động đến nhiệt độ không khí gần bề mặt, làm thay đổi độ ẩm, giáng thuỷ và tốc độ gió. Một số mô phỏng cho thấy trong số những tác động trực tiếp và gián tiếp mà sol khí gây ra, thì hiệu ứng làm tăng độ dày quang học gây ra suy giảm bức xạ mặt trời ở bề mặt đất lớn hơn so với hiệu ứng khí nhà kính dẫn tới làm tăng nhiệt độ bề mặt. Ngoài ra, cũng có sự tăng nhẹ bức xạ sóng dài do sol khí nhưng trong điều kiện trung bình của toàn cầu thì nó ít được so sánh với sự suy giảm bức xạ sóng ngắn ở bề mặt. Một số các thành phần khác của năng lượng bề mặt như bức xạ nhiệt, nhiệt và ẩn nhiệt cũng giảm khi bức xạ đầu vào giảm. Trong điều kiện trung bình của toàn cầu thì bốc hơi phải cân bằng với mưa và khi tiềm nhiệt mô hình giảm cũng 24

25 dẫn tới suy giảm mưa. Điều này trái ngược với những quan trắc mưa trong thế kỷ qua và dẫn tới việc đánh giá quá cao ảnh hưởng của sol khí đến mưa. Những tính toán về sự suy giảm mưa trong điều kiện trung bình toàn cầu từ giai đoạn tiền công nghiệp cho tới hiện tại ít nhiều cho ta phán đoán giai đoạn từ 2031 đến 2050 mưa sẽ tăng 1% so với giai đoạn từ 1981 đến 2000, bởi vì sự ấm lên do nguyên nhân từ cacbon đen và khí nhà kính vượt trội hơn so với sự lạnh đi sulfat Ảnh hưởng của sol khí lên hoàn lưu khí quyển a. Tác động đến độ ổn định Mức độ giảm nhiệt độ trong khí quyển làm giảm phát xạ sóng dài và vì thế gây ảnh hưởng đến độ phản hồi hơi nước và thông tin về mây. Các quan trắc và nghiên cứu mô hình cho thấy sự gia tăng mức độ giảm nhiệt độ làm khuếch đại độ phản hồi hơi nước. Do sol khí làm mát bề mặt Trái Đất và làm ấm lớp sol khí nên mức độ giảm nhiệt độ sẽ giảm trên toàn cầu và gây nhiễu tín hiệu phản hồi hơi nước. Độ ổn định của khí quyển tại một khu vực nào đó phụ thuộc mạnh mẽ vào vĩ độ có sự đốt nóng của cacbon đen. Sự hấp thụ bức xạ mặt trời gây bởi các sol khí làm thay đổi lượng mây. Tác động bán trực tiếp (semi-direct) đã được mô phỏng bởi mô hình phân giải mây có độ phân giải cao và mô hình hoàn lưu chung khí quyển (GCMs). Sự đốt nóng sol khí xảy ra bên trong lớp mây làm giảm các kết cấu mây riêng lẻ, trong khi đó nếu sự đốt nóng này xảy ra bên trên lớp mây sẽ làm tăng các phần tử mây. Với GCMs, tác động bán trực tiếp có thể cũng kết luận sự thay đổi của mây là do ảnh hưởng của hoàn lưu và/hoặc do hiệu ứng Albedo bề mặt. Feigold (2005) đã chứng minh chỉ có một giải thích đơn giản nhất cho sự suy giảm lượng bức xạ, nhiệt và tiềm nhiệt bề mặt là sự giảm mây do các sol khí hấp thụ bức xạ. b. Tác động lên hoàn lưu quy mô lớn Nhiều nghiên cứu với GCMs cho thấy lớp xáo trộn đại dương cũng chịu tác động gián tiếp của sol khí, hoặc có sự kết hợp giữa tác động gián tiếp và trực tiếp của sol khí. Tất cả những điều trên kết hợp với những mô phỏng thời gian gần đây 25

26 cho thấy một sự lạnh đi đáng kể, xảy ra nhiều nhất ở Bắc cực với hệ quả là sự dịch chuyển về phía nam của dải hội tụ nhiệt đới và đới mưa nhiệt đới. Hiệu ứng sol khí có thể đã góp phần gây ra hạn hán ở Sahelian từ những thập niên 1970 tới Nếu đúng là Bắc cực ấm lên, chẳng hạn do ảnh hưởng trực tiếp của sol khí cacbon đen, thì dải hội tụ nhiệt đới sẽ dịch lên phía Bắc. Sự thay đổi hoàn lưu ở phía đông nam Trung Quốc có thể gây ra bởi các sol khí. Ở Ấn Độ và Trung Quốc, nơi mà sự hấp thụ sol khí tăng lên thì có sự gia tăng của chuyển động thăng cũng như chuyển động giáng ở phía Nam và phía Bắc. Tuy nhiên, sự nóng lên mà cacbon đen gây ra, làm tăng độ ổn định khí quyển nên đối lưu giảm. Mưa giảm và sự đốt cháy lớp thảm thực vật làm gia tăng lượng khói bụi và do đó ảnh hưởng lên chu trình nước của khu vực và toàn cầu. Nhiệt từ lớp bụi có thể làm tăng đối lưu sâu. Điều này có thể gây kéo dài hoàn lưu gió mùa mùa hè và mưa cục bộ bất chấp sự suy giảm hơi nước toàn cầu do đốt nóng bởi bức xạ sol khí ở bề mặt. Tương phản nhiệt do bụi giữa lục địa Âu - Á và các đại dương xung quanh làm hoàn lưu gió mùa mùa đông châu Á trở nên không ổn định và biến đổi nhanh, nhưng ngược lại gió mùa cũng làm giảm bụi từ các nguồn. Tóm lại, sự gia tăng và vận chuyển sol khí trong khí quyển làm giảm chất lượng không khí và lượng bức xạ mặt trời tới bề mặt đất. Người ta đang xem xét xem hiệu ứng bức xạ âm tính này hay sự ấm lên do khí nhà kính cái nào là nguyên nhân chính của sự thay đổi bốc hơi và mưa. Hiện tại không có một mô phỏng khí hậu nào tính toán được tương tác giữa các sol khí và mây, vì thế ảnh hưởng của sol khí lên mây được suy diễn từ các mô hình vẫn chưa được chứng minh TỔNG QUAN VỀ MÔ HÌNH RegCM Giới thiệu về mô hình RegCM3 Mô hình khí hậu khu vực thể hiện các quá trình vật lí và động lực qui định các điều kiện khí hậu ở qui mô khu vực. Do mô hình khí hậu khu vực được dựa trên các định luật cơ bản của vật lí nên có thể áp dụng cho mọi nơi trên thế giới. Tuy nhiên, các tham số được sử dụng để thể hiện các quá trình vật lí thì có thể khác nhau 26

27 đối với từng khu vực. Ví dụ như đối với vùng nhiệt đới thì sẽ không yêu cầu chi tiết về các quá trình vật lí trong đất đóng băng, ngược lại ở miền khí hậu Bắc Cực thì có thể không phụ thuộc vào nhiều loại thực vật hay các điều kiện đất. Do đó hiểu biết về khí hậu của từng khu vực để rồi đi đến cải tiến chính xác các tham số vật lí cho khu vực đó là một nhiệm vụ cực kì khó khăn và quan trọng trong nghiên cứu khí hậu khu vực. Mô hình khí hậu khu vực là công cụ nghiên cứu khí hậu rất quan trọng đối với các nhà khoa học. Nhóm vật lí hệ trái đất (ESP) thuộc Trung tâm Vật lí Lý thuyết quốc tế Adus Salam (ICTP) đã và đang phát triển mô hình khí hậu gọi là RegCM3. Mô hình hiện nay đang được sử dụng rộng rãi cho nhiều mục đích nghiên cứu liên quan đến khí hậu. Mô hình RegCM3 sẽ là một công cụ hữu ích cho nghiên cứu khí hậu ở vùng nhiệt đới. Cuộc sống của chúng ta phụ thuộc rất lớn vào khí hậu (như nông nghiệp, tài nguyên nước, năng lượng, công nghiệp). Việc thay đổi bề mặt đất và tăng lượng phát thải khí nhà kính trong khí quyển có thể thay đổi nhiều đến khí hậu khu vực (lượng mưa) (IPCC, 2001), ảnh hưởng đến sự phát triển kinh tế xã hội của khu vực và cuộc sống của người dân. Do đó dự báo chính xác khí hậu từ qui mô mùa đến qui mô nhiều thập kỷ là có lợi ích rất lớn cho khu vực. Các mô hình khí hậu, cả các mô hình toàn cầu và khu vực là những công cụ chính có thể hỗ trợ chúng ta hiểu biết về nhiều quá trình chi phối hệ thống Trái đất. Do bản chất phức tạp của hệ thống Trái đất, các mô hình nói chung đòi hỏi khả năng tính toán lớn về cả việc xử lý và lưu trữ. Như vậy sẽ khó khăn đối với các nước có nền kinh tế đang phát triển. Tuy nhiên trong những năm gần đây với sự phát triển của công nghệ máy tính, nên việc chạy mô hình khí hậu đã được thực hiện dễ dàng. Ngày nay các nhà khoa học khí hậu đang có nhiều chiều hướng về việc ứng dụng các mô hình khí hậu khu vực (RCM)s hơn là các mô hình hoàn lưu chung (GCM)s. Phiên bản mới nhất của mô hình khí hậu khu vực thế hệ thứ 3 có tên là 27

28 RegCM3 và đưa ra các kết quả ban đầu ứng dụng mô hình này trong nghiên cứu khí hậu ở khu vực Việt Nam. Mô hình khí hậu khu vực ban đầu được phát triển bởi Dickinson (1989); Giorgi và Bates (1989) với phiên bản (RegCM1) và sau đó được phát triển theo mong muốn của Giorgi (1993b,c) với phiên bản là (RegCM3) và phiên bản RegCM3.5 bởi Giorgi và Mearn năm (1999). Trong phiên bản mới nhất này RegCM3, thì nhiều các sơ đồ vật lí đã được cải tiến. Hơn nữa mô hình đã được thay đổi để thỏa mãn nhu cầu của nhiều lĩnh vực nghiên cứu. Việc phát triển RegCM3 là sự hợp tác của nhiều nhà khoa học trên khắp thế giới. Dưới đây là tóm tắt lịch sử của mô hình khí hậu khu vực (RegCM) và trình bày chi tiết về mô hình RegCM Lịch sử của RegCM Ý tưởng về các mô hình hạn chế có thể được sử dụng cho nghiên cứu khu vực ban đầu được đề xuất bởi Dickinson (1989) và Giorgi (1990b). Ý tưởng này là dựa vào khái niệm nồng một chiều, ở đó các trường khí tượng qui mô lớn từ việc chạy mô hình hoàn lưu chung khí quyển (GCM) cung cấp các điều kiện ban đầu và điều kiện biên phụ thuộc vào thời gian (LCB) cho các mô phỏng của mô hình khí hậu khu vực phân giải cao (RCM). Phiên bản đầu tiên của RegCM được hoàn thành bởi Dickinson (1989); Giorgi và Bates (1989); Giorgi (1990) tại Trung tâm Quốc gia Nghiên cứu Khí quyển (NCAR). Phiên bản này được xây dựng là dựa trên mô hình qui mô vừa (MM4) với khí quyển nén được, sai phân hữu hạn với cân bằng thủy tĩnh và tọa độ xích ma thẳng đứng. Sau đó sử dụng sơ đồ tích phân thời gian nửa hiện. Tuy nhiên để sử dụng cho mô phỏng khí hậu hạn dài, một số các sơ đồ tham số hóa vật lí đã được thay thế chủ yếu là về vật lí của vận chuyển bức xạ và đất bề mặt đã được đưa vào: Kiehl (1987) và sơ đồ vận chuyển sinh quyển-khí quyển (BATS) phiên bản của (Dickinson 1986). Ngoài ra các sơ đồ giáng thủy đối lưu (Anthes, 1987) và lớp biên hành tinh (PBL)(Deardorff, 1972) cũng đã được sửa đổi. 28

29 Phiên bản thứ hai của RegCM là được phát triển bởi Giorgi (1993b,c). Trong đó động lực học đã được thay đổi theo mô hình quy mô vừa phiên bản 5 (MM5). Sơ đồ vận chuyển bức xạ cũng được thay đổi theo mô hình khí hậu cộng đồng phiên bản 2 (CCM2) Briegleb (1992). Sơ đồ giáng thủy đối lưu Grell (1993) được đưa vào và sơ đồ mây và giáng thủy của Hsie (1984) cũng được sử dụng. BATS được nâng cấp từ phiên bản 1a sang 1e (Dickinson 1993) và sơ đồ giáng thủy PBL phi địa phương của Holtslag (1990) đã được đưa vào. Trong vài năm qua, một vài sơ đồ vật lí mới sử dụng trong RegCM chủ yếu dựa vào các sơ đồ vật lí của phiên bản mới nhất CCM, CCM3. Đầu tiên là sơ đồ vận chuyển bức xạ CCM2 đã được thay bởi CCM3. Trong CCM2 thì các ảnh hưởng của H2O, O3, O2, CO2 và mây được tính toán. Vận chuyển bức xạ mặt trời được tính theo phương pháp của Eddingson- và bức xạ của mây phụ thuộc vào ba tham số của mây là độ che phủ, hàm lượng nước trong mây, bán kính hạt nước của mây. Sơ đồ CCM3 giữ lại cấu trúc như của CCM2 nhưng cũng có đưa vào một số đặc điểm mới như ảnh hưởng của khí nhà kính (NO2, CH4, CFCs), các sol khí khí quyển và băng trong mây. Thay đổi chủ yếu về các quá trình mây và giáng thủy, định dạng lưới, kết hợp với mô hình hồ. Một phiên bản trung gian, RegCM3.5 đã được phát triển bởi Giorgi và Mearn năm (1999). Nó đưa vào các sơ đồ đối lưu Zhang và McFarlane (1995), sơ đồ vận chuyển bức xạ Kiehl (1996) từ mô hình CCM3, một phiên bản đơn giản của sơ đồ mây và giáng thủy (SIMEX) Hsie (1984) (Giorgi và Shields, 1999), và một mô hình sol khí tương tác đơn giản (Qian và Giorgi, 1999). RegCM3 là một sự tổng hợp của những cải tiến chính mà đã được làm trong RegCM3.5 do Giorgi và Mearn năm (1999) phát triển. Những cải tiến này chủ yếu về vật lí giáng thủy, vật lí bề mặt như một sơ đồ mây và giáng thủy qui mô lớn mới trong đó có tính đến sự biến đổi của mây ở qui mô dưới lưới (Pal 2000), sơ đồ tham số hóa mới cho thông lượng bề mặt đại dương (Zeng 1998) và một sơ đồ đối lưu 29

30 cumulus (Betts 1986), hóa học khí quyển và aerosols, số liệu đầu vào của mô hình và tương tác với người sử dụng. Ngoài ra lõi động lực cũng đã được thay đổi cho tính toán song song. Một khía cạnh quan trọng trong RegCM3 là có thể chạy trên nhiều nền máy tính. Ngoài ra, RegCM3 có thể chạy với nhiều dạng số liệu phân tích lại và các điều kiện biên GCM. Toàn bộ hệ thống mô hình RegCM được bao gồm bốn thành phần: Terrain, ICBC, RegCM và PostProc. Terrain và ICBC là hai thành phần của tiền xử lý. Các biến địa hình như độ cao, sử dụng đất và nhiệt độ bề mặt biển và số liệu khí tượng đẳng áp ba chiều được nội suy theo phương ngang từ một lưới kinh - vĩ sang một khu vực phân giải cao trên các phép chiếu. Nội suy thẳng đứng từ các mực áp suất sang hệ tọa độ của RegCM cũng được thực hiện. Mực gần mặt đất là gần với địa hình và mặt ở mực cao hơn có xu hướng gần với bề mực đẳng áp. Hình 1.8. Lưới phương thẳng đứng của mô hình RegCM (Hướng dẫn sử dụng RegCM, phiên bản 3.1) 30

31 Thật là hữu ích nếu như đầu tiên chúng ta biết định dạng lưới của mô hình. Hệ thống mô hình thường nhận và phân tích số liệu trên các mực áp suất, nhưng các số liệu này phải được nội suy sang tọa độ thẳng đứng của mô hình trước khi làm số liệu đầu vào của mô hình. Tọa độ thẳng đứng là theo địa hình có nghĩa là các mực lưới thấp hơn thì theo địa hình còn các mực càng trên cao hơn thì càng bằng phẳng hơn. Hệ tọa độ (sigma) chiều A được sử dụng để xác định các mực của mô hình: p p t (1.1) p s p t trong đó p là áp không khí, ps là khí áp mặt đất, pt là khí áp tại đỉnh khí quyển. Như vậy = 0 tại đỉnh và = 1 tại bề mặt và mỗi mực của mô hình được xác định bởi một giá trị của. Độ phân giải thẳng đứng của mô hình được xác định bởi các giá trị giữa 0 và 1. Nói chung là độ phân giải trong lớp biên là tinh hơn ở lớp bên trên và số mực thay đổi phụ thuộc vào yêu cầu của người sử dụng. Hình 1.9. có thể nhìn thấy là các biến vô hướng (T, q, p, vv ) được xác định tại trung tâm của ô lưới. Trong khi đó các thành phần tốc độ gió hướng đông (u) và hướng tây (v) được đặt theo thứ tự tại các góc. Sai phân hữu hạn phụ thuộc chủ yếu vào lưới xen kẽ. Các phép chiếu bản đồ Hệ thống mô hình có một lựa chọn trong bốn phép chiếu bản đồ. Lambert Conformal là phép chiếu phù hợp cho vùng vĩ độ trung bình, Polar Stereographic cho vĩ độ cao, Normal Mercator cho vĩ độ thấp và Rotated Mercator cho các lựa chọn khác. Số nhân bản đồ m được xác định bởi: m = (khoảng cách trên lưới) / (khoảng cách thực trên trái đất) và giái trị này thường thay đổi theo vĩ độ. Nhân tố m cần thiết được tính toán trong các phương trình của mô hình bất kì ở đâu mà gradien theo phương ngang được sử dụng. 31

32 32 Hình Lưới ngang dạng xen kẽ dạng B - Arakawa - Lamb của mô hình (Hướng dẫn sử dụng RegCM, phiên bản 3.1) Động lực học Các phương trình động lực học của mô hình và rời rạc hóa số được mô tả bởi (Grell 1994a), phương trình động lực của RegCM3 dựa vào phiên bản thủy tĩnh của mô hình qui mô vừa MM5 với phương trình nguyên thủy, thủy tĩnh, nén được, mô hình tọa độ thẳng đứng sigma Phương trình động lượng phương ngang F u u F v fp x x p p p RT mp u p y m vu p x m uu p m t u p v H t v. 2 F v v F u fp y y p p p RT mp v p y m vv p x m uv p m t v p v H t v. 2 (1.2) (1.3) trong đó: u, v là các thành phần hướng đông và bắc của vận tốc tương ứng Tv là nhiệt độ ảo, là độ cao địa thế vị, f là tham số Coriolis, R là hằng số khí vạn năng cho không khí khô, m là nhân tố quy mô bản đồ phụ thuộc từng phép chiếu (RegCM cho phép dùng các phép chiếu như: phép chiếu Cực, phép chiếu Lambert Conformal hoặc phép chiếu Mercator) t., FH và FV là các thành phần đặc

33 33 trưng cho ảnh hưởng của rối theo phương ngang và thẳng đứng tương ứng và p = p s p t Phương trình liên tục và phương trình. Phương trình liên tục:. 2 p y m v p x m u p m t p (1.4) Tích phân thẳng đứng phương trình (1.4) được sử dụng để tính sự biến đổi tạm thời của khí áp bề mặt trong mô hình: d y m v p x m u p m t p (1.5) Sau khi tính xu thế khí áp bề mặt t p, tốc độ thẳng đứng trong tọa độ sigma. được tính tại từng mực trong mô hình từ tích phân phương trình (1.4) ' d y m v p x m u p m t p p (1.6) trong đó ' là biến giả của phép tích phân và. ( = 0) = Phương trình nhiệt động lực và phương trình Omega() Phương trình nhiệt động lực: T F T F c Q p p p c RT T p y m vt p x ut p m t T p V H pm t pm v. 2 (1.7) ở đây: c pm là nhiệt dung đẳng áp cho không khí ẩm, Q là phi đoạn nhiệt, FHT là đại lượng đặc trưng cho ảnh hưởng của khuyếch tán ngang, FVT là đại lượng đặc trưng cho ảnh hưởng của xáo trộn thẳng đứng và điều chỉnh đối lưu khô và là:

34 . dp p (1.8) dt với: dp dt p t p m u x p v y (1.9) và biểu thức cho c pm là: c pm = c p ( q v ) c p là nhiệt dung đẳng áp cho không khí khô và q v là tỷ số xáo trộn hơi nước Phương trình thủy tĩnh Phương trình thủy tĩnh được sử dụng để tính độ cao địa thế vị từ nhiệt độ ảo T v ln p t p RT V qc q 1 1 qv r 1 (1.10) với T v được cho bởi công thức: T v = T ( q v ) (1.11) q v, q c và q r là hơi nước, nước trong mây hoặc băng và nước mưa hoặc tuyết, tỉ số xáo trộn Các sơ đồ vật lí Nhiều sơ đồ vật lí trong RegCM3 đã được cải tiến bổ xung từ phiên bản RegCM Sơ đồ bức xạ RegCM3 sử dụng sơ đồ bức xạ của NCAR CCM3 được mô tả bởi Kiehl (1996). Trong sơ đồ này các quá trình bức xạ mặt trời được sử dụng xấp xỉ Eddington-delta trên 18 vạch phổ riêng biệt từ 0,2 đến 5 m (Briegleb, 1992). Vận 34

35 chuyển sóng dài được thể hiện theo công thức của Ramanathan và Downey (1986). Tham số hóa sự hấp thụ và tán xạ của mây là theo Slingo (1989) nhờ đó mà các đặc điểm quang học của các hạt mây (độ dài quang học, albedo tán xạ và tham số phi đối xứng trên bốn khoảng phổ) được biểu diễn trong số hạng về hàm lượng nước trong mây và một bán kính của hạt nước. Độ dầy của tầng mây được giả thiết là bằng với độ dầy của tầng mô hình và lượng nước trong mây khác nhau là được xác định cho mây tầng trung và mây tầng thấp Mô hình bề mặt đất Các quá trình vật lí bề mặt được thực hiện bằng cách sử dụng BATS1E (sơ đồ vận chuyển sinh-khí quyển) được miêu tả chi tiết theo (Dickinson 1993). BATS được xây dựng để mô tả vai trò của thực vật và độ ẩm đất trong việc thay đổi các quá trình trao đổi giữa bề mặt và khí quyển về thông lượng, năng lượng và hơi nước. Mô hình này có một lớp thực vật, một lớp tuyết, một lớp đất bề mặt dày 10 cm và một lớp đất sâu thứ ba dày 3 m. Các phương trình cảnh báo được giải đối với các lớp nhiệt độ đất dùng phương pháp của Deardoff (1978). Nhiệt độ của cannopy được tính toán thông qua công thức cân bằng năng lượng bao gồm các thông lượng hiển nhiệt, bức xạ và ẩn nhiệt. Các tính toán thủy văn trong đất bao gồm các phương trình dự báo về hàm lượng nước của các lớp đất. Các phương trình này giải thích nguyên nhân gây ra giáng thủy, tan tuyết, sự bốc thoát hơi nước, dòng chảy bề mặt, trao đổi khuếch tán nước giữa các lớp đất. Sự hình thành việc chuyển động nước trong đất là nhận được từ một mô hình đất phân giải cao (Climate Processes and Clmate Sensitivity 1984) và tốc độ dòng chảy mặt được biểu diễn như là hàm của tốc độ giáng thủy và độ bão hòa nước trong đất. Độ sâu của tuyết là được tính toán cảnh báo từ lượng tuyết rơi, tuyết tan, và sự thăng hoa. Giáng thủy được giả định là rơi xuống để tạo thành tuyết nếu như nhiệt độ của mực mô hình thấp nhất là nhỏ hơn 271 K. Hiển nhiệt, hơi nước, các thông lượng động lượng tại bề mặt được tính toán bằng sử dụng một công thức hệ số nhớt bề mặt chuẩn dựa vào lí thuyết tương tự lớp 35

36 bề mặt. Các hệ số nhớt phụ thuộc vào chiều dài độ nhám bề mặt và vào sự ổn định của khí quyển trong lớp bề mặt. Tốc độ bốc thoát hơi bề mặt phụ thuộc vào nước trong đất. BATS có 20 dạng thực vật. Điều này được mô tả trong (Dickinson 1996) Lớp biên hành tinh Sơ đồ lớp biên hành tinh được phát triển bởi Holtslag (1990) là dựa trên khái niệm khuếch tán phi địa phương để tính toán các thông lượng gradien ngược, các thông lượng này nhận được từ các xoáy qui mô lớn trong khí quyển bất ổn định xáo trộn. Thông lượng xoáy thẳng đứng trong lớp biên (PBL) được tính theo công thức sau: F c C K c ( c ) (1.12) z Trong đó c là vận chuyển gradient ngược nó thể hiện sự vận chuyển phi địa phương do đối lưu sâu khô. Khuếch tán rối theo công thức sau: K c 2 z k t z(1 ) (1.13) h Trong đó k là hằng số von Karman; t là vận tốc đối lưu rối nó phụ thuộc vào vận tốc ma sát, độ cao và độ dài Monin-Obhukov; h là độ cao PBL. Gradient ngược đối với nhiệt độ và hơi nước được cho theo công thức: c 0 c C (1.14) h t 0 Trong đó C là hằng số và C=8,5 và c là thông lượng nhiệt độ bề mặt hoặc hơi nước. Công thức này được áp dụng giữa đỉnh của lớp PBL và đỉnh của lớp bề mặt với lớp bề mặt được coi là bằng 0,1h. Ngoài khu vực này thì c được coi là bằng 0. 36

37 Để tình toán số hạng khuếch tán rối và gradient ngược thì độ cao lớp PBL được tính toán cảnh báo từ: 2 2 Ricr u( h) v( h) h ( g / ) ( h) s v s (1.15) Trong đó u(h), v(h) và v là các thành phần tốc độ gió và nhiệt độ địa thế vị ảo tại độ cao PBL, g là gia tốc trọng trường, Ricr là số Richardson tới hạn v là nhiệt độ gần bề mặt. chi tiết được mô tả bởi Holtslag (1990), Holtslag và Boville (1993) Sơ đồ giáng thủy đối lưu Giáng thủy đối lưu được tính toán bằng cách sử dụng một trong các sơ đồ sau: (1) Grell; (2) Anthes-Kuo; (3) Betts-Miller; (4) Emanuel. Ngoài ra trong sơ đồ Grell có hai sơ đồ khép kín rối: Arakawa&Schubert, Frisch&Chappell. Các sơ đồ đối lưu vẫn là một trong số các lỗi quan trọng nhất trong các mô hình khí hậu. Sơ đồ Anthes-Kuo thừa nhận một sự gần đúng hội tụ ẩm, được sử dụng chính trong RegCM1. Sơ đồ này đã cho thấy kết quả tốt hơn so với sơ đồ Grell trong các mô phỏng lượng mưa gió mùa trên khu vực Đông Á (Giorgi 1999; Lee and Suh 2000). Trong RegCM3, thì sơ đồ Grell đã trở thành sự lựa chọn chủ yếu cho việc mô tả đối lưu. Đây là một sơ đồ thông lượng khối lượng dựa trên việc tham số hóa Arakawa và Schubert (1974) Sơ đồ giáng thủy qui mô lớn Trong RegCM3 giáng thủy qui mô lớn được thể hiện bằng sử dụng sơ đồ ẩm hiện dưới lưới (SUBEX) (Pal 2000) được sử dụng để nghiên cứu mây không đối lưu và giáng thủy được phân tích bởi mô hình. Đây là một trong những thành phần mới của mô hình. SUBEX giải thích về khả năng biến đổi dưới lưới trong mây và bao gồm cả công thức chuyển đổi tự động của nước mây sang nước mưa và sự bốc hơi 37

38 của hạt mưa khi rơi xuống. Độ che phủ của mây được tính toán từ độ ẩm tương đối và mây hình thành khi độ ẩm tương đối lớn hơn một ngưỡng nào đấy nhỏ hơn bão hòa ô lưới. Sơ đồ này đã mô phỏng rất tốt giáng thủy trên lục địa nước Mỹ (Pal 2000) Tham số hóa thông lượng đại dương Sơ đồ Zeng: các thông lượng hiển nhiệt (SH), ẩn nhiệt (LH) và động lượng () giữa bề mặt biển và tầng khí quyển mực thấp được tính theo thuật toán sau: u ( u u ) 1/ u (1.16) a x y / SH - ac pa u (1.17) LH L u q a e (1.18) Trong đó u x và u y là các thành phần gió trung bình, u là tốc độ gió ma sát, là tham số qui mô nhiệt độ, q là tham số qui mô độ ẩm riêng, a là mật độ không khí, Cpa là nhiệt riêng của không khí và L e là ẩn nhiệt Sơ đồ Gradient khí áp Hai lựa chọn đã được sử dụng cho tính toán lực gradient khí áp Mô hình hồ Mô hình hồ được phát triển bởi Hosteler 1993 và có thể kết hợp với mô hình khí quyển. Trong mô hình hồ, các thông lượng nhiệt, độ ẩm và động lượng được tính toán dựa vào số liệu khí tượng đầu vào và nhiệt độ bề mặt hồ và albedo. Nhiệt được vận chuyển thẳng đứng giữa các lớp mô hình hồ bởi rối và xáo trộn đối lưu. Băng và tuyết cũng có thể bao phủ một phần hoặc toàn bộ mặt hồ. Trong mô hình hồ thì phương trình cảnh báo đối với nhiệt độ là: T t ( k e k m 2 T ) 2 z (1.19) 38

39 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 39x 10-7 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 (F q ) và hiển nhiệt (F s ): F q = a C D V a (q s -q a ) F s = a C p C D V a (T s -T a ) (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 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. 39

40 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 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). 40

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 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 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 SO 2, SO 2-4, 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. 41

42 CHƯƠNG 2. MÔ HÌNH VÀ THIẾT KẾ THÍ NGHIỆM 2.1. SOL KHÍ SULFAT VÀ CACBON TRONG MÔ HÌNH RegCM 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 SO 4 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, SO 4 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, F H,i và F V,i là nhiễu ngang và thẳng đứng, Si là thành phần phát thải, T gas,i là xu hướng chuyển đổi trạng thái của các chất khí, T hetero,i là các phản ứng của sol khí không đồng nhất, T ls,i va T conv,i là các quá trình quy mô lớn và mây đối lưu, T below-cloud,i là tỉ lệ kết tủa làm sạch, T dry,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) 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. 2- Giai đoạn ban đầu khí bị oxi hóa bởi phản ứng SO 2 với OH tạo ra SO 4 42

43 (2.2) Trong đó k OH,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 SO 2 thành SO 2-4 bao gồm tính đến tác động phản ứng không đồng nhất của SO 2 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, SO 2 có tính tan tương đối thấp, và quá trình chuyển đổi hóa học không cần nước, hầu hết SO 2 trong mây tồn tại trong khe không khí. Do đó, tốc độ dịch chuyển của SO 2 trong mây bị giới hạn bởi tốc độ của giai đoạn chuyển đổi nước của SO 2 thành SO 2-4 khi SO 2 bị phân hủy trong mây thành ion HSO - 3 và SO 2-3 và sau đó oxi hóa bởi sự hòa tan của H 2 O 2 và O 3. Các ion phản ứng với O 3 chỉ khoảng 10% oxi hóa do vậy oxi hóa do O 3 sẽ bị loại bỏ. Trong quá trình chuyển đổi phải giả thiết giới hạn trong tính SO 2 và H 2 O 2, 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 SO 2 trong phương trình 2.2 được biến đổi thành: (2.4) Trong đó frc ls 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), w L (g m -3 ) là khối lượng nước lỏng, cách thức tính này được tính từ phương trình dự báo động lực của 43

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 SO 2 tan trong mây, dt là bước thời gian (=200s), và thành phần min (χ SO2, χ H2O2 ) được sử dụng để chắc chắn rằng chuyển đổi SO 2 bị giới hạn bởi sự xuất hiện của H 2 O 2 bất cứ khí nào H 2 O 2 < SO 2. SO 2-4 là sản phẩm oxi hóa SO 2 trong mây, và SO 2-4 vào trong mây, nó dịch 2- chuyển một phần bởi quá trình giáng thủy. Các quan trắc trước đó cho thấy SO 4 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, SO 2-4 được đưa ra là: (2.5) Trong đó r rem là tần suất tự động chuyển đổi từ mây nước thành mây gây mưa, được đưa ra bởi tốc độ tự động chuyển đổi (P autocv ), được chia ra bởi tỉ lệ xáo trộn nước mây (w L ). 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 SO x 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 SO x 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) 44

45 (2.7) Trong đó qv là tỉ lệ xáo trộn của nước bốc hơi và qv tendency, 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 SO 2 và SO 2-4, Cacbon) được đưa vào trong mây tại mực k và S i là lượng tích hợp của chất hóa học i vào trong mây từ chân mây tới đỉnh mây. Vì vậy lượng hội tụ SO 2 và SO 2-4 ở mực k bởi sự cuốn hút mây En(k)SO 2 và En(k)SO 4, và tổng phần hội tụ của cột đối lưu là S SO2 và S SO4. Tiếp theo, một phần của cột tích hợp cuốn hút SO 2 trong mây được oxi hóa thành SO 2-4. Theo như công thức đã được sử dụng cho các mây quy mô lớn, P oxid là phần cuốn hút SO 2 bị oxi hóa. (2.8) Trong đó τ conv = 30 phút, thời gian tồn tại của mây đối lưu trưởng thành và w L = 2 g m -3 là lượng nước lỏng trong mây đối lưu. Vì vậy, S SO2 P oxid và S SO2 (1- P oxid ) biểu diễn lượng SO 2 đi vào cột bị oxi hóa thành SO 2-4 và không bị oxi hóa. SO 2 còn lại ở thể khí, phần không bị oxi hóa của S SO2 quay trở lại mực k trong cột đối lưu và vẫn là SO 2, 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 SO 2-4 trong cột mây đối lưu là tổng chuyển đổi SO 2-4 từ SO 2 (S SO2 P oxid ) và SO 2-4 cuốn hút vào trong mây (S SO4 ). Hầu như tất cả SO 2-4 cư trú trong mây nước, một phần của nó sẽ theo giáng thủy và một phần sẽ quay trở lại khí quyển. Trong RegCM3, P convg 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: 45

46 (2.9) Vì vậy, lượng SO 4 2- trong cột quay trở lại khí quyển (S SO2 P oxid + S SO4 ) bởi P convg ; 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 SO 2. hiện: Bởi vậy, xu hướng SO x ở mực k bởi mây đối lưu, các quá trình có thể biểu (2.10a,b) Trong đó, thành phần thứ 2 của vế bên phải của Phương trình 2.10 là lượng SO 2 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 SO 2-4 được phân bố lại, và lượng SO 2 bị oxi hóa trong các đám mây và được phân bố lại trong cột đối lưu khí quyển như là SO 2-4. Thành phần kết tủa rửa sạch của SO 2 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 SO 2. Xu hướng SO 2 được đưa ra là: (2.11) Trong đó, P recip là tỉ lệ mây giáng thủy ở dưới (đơn vị là mm hr-1), và k scav 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 46

47 thủy khoảng 50 giờ, nó lâu hơn bước thời gian của mô hình (khoảng 3 phút). Vì vậy, kết tủa làm sạch của SO 2-4 không có hiệu quả, và nó được cho bằng 0. Ngưng đọng khô của SO 2 và SO 2-4 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 SO 2, 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 SO 2 là hằng số 0.8cm s -1 trên nước, trong khi tốc độ ngưng đọng khô SO 2-4 được đặt là 0.2 cm s -1 trên cả đất liền và nước 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 k age = 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 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: 47

48 (2.12) Trong đó i là BC, OC không thấm nước và thấm nước, T age, 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 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. 48

49 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 α e ; 2) albedo phân tán đơn ω 0, 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 SO 2-4, 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 (f s ), 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 5.3m 2 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 SO 2-4, 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 σ e là hệ số dập tắt của sol khí, nó là tổng của σ a và σ s, 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 σ s SO 4, σ s OC và σ s BC với hệ số phân tán của SO 4, OC và BC. Mỗi hệ số phân tán độc lập được đưa 2- ra bởi σ is =[I] α s i f s, trong đó [I] là khối tập trung của các loại hóa học thứ i của SO 4, BC và OC không thấm nước và thấm nước và α si 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. 49

50 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 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 Hệ số dập tắt xác định là khoảng 13m 2 g -1 ở 0.55µm (hệ số phân tán là 3m 2 g -1 và hệ số hấp thụ là 10 m 2 g -1 ). Albedo phân tán đơn (ω 0 ) 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 (f a ) theo Regemann (2001). A xấp xỉ 1.5 ở các sóng nhìn thấy và 1.2 ở khu vực gần hồng ngoại. Tham số f a được sử dụng để tính tăng hấp thụ do BC trong lõi của phần tử mở rộng bởi tăng nước do sol khí sulfat; f a 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: 50

51 (2.15) Trong đó f s là nhân tố hệ số phát tán của BC bởi sự hút ẩm tăng (giả thiết là tương tự như sulfat), α phobic s và α phobic a là hệ số phát tán và hấp thụ của BC không thấm nước, ω 0(philic) và α e(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 (σ a ) được sử dụng để tính độ sâu quang học theo công thức: (2.16) 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 w L và bán kính tác động mây r e. 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, r e 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 r e, ở cố định w L. Sự liên kết giữa r e 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 (N c ). 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 N c và r e. 51

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 N c và χ của Hegg (1994), sau đó liên quan tới N c và r e sử dụng công thức của Martin (1994). Giả thiết rằng tác động gián tiếp 1 nguyên nhân bởi có mặt của SO 2-4 và BC và OC thấm nước, và cả ba thành phần tác động lên N c theo cùng một cách: (2.17) (2.18) Trong đó, ρ a và ρ w là mật độ không khí khô và ẩm, χ tot là tổng khối tỉ lệ xáo trộn của sulfat và BC và OC thấm nước, w L là nước chứa trong mây, tất cả đều theo đơn vị SI và K là tỉ lệ khối của trung bình bán kính khối (r v ) và bán kính tác động của phổ giọt mây (r e ), với giả thiết là 0.67 trên lục địa và 0.80 trên biển (Martin, 1994) 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): 52

53 (2.19) Trong đó P autocv là tốc độ hình thành nước mưa (kg kg -1 s -1 ) và nước mây chuyển từ mây phân ly được, k -1 cl là tốc độ tự động chuyển đổi trong RegCM3 là 10-4 s -1, và w th là ngưỡng chuyển đổi mây nước, trong RegCM3 được giả thiết là hàm của nhiệt độ. Bởi vậy, từ đây P autocv chỉ phụ thuộc vào w L, 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, P autocv phải được thay đổi vì vậy nó phụ thuộc vào các tham số vi vật lý mây (N c và r e ), 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, r e 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 N c và w L 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, γ 1 (=150) là tham số điều hòa, và b là phần mây phủ. Thay thế N c với r e từ phương trình 2.18, nó cho thấy P autocv trong tham số hóa này là tương ứng với w 1.4 L r 9.9 e ; như -1.5 một sự lựa chọn, thay thế χ tot trong phương trình 2.17, P autocv là w L 4.7 χ tot 53

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 E c 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 w th 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 w L vượt quá w th. 2 tham số hóa P autocv và các sol khí thông qua nó phụ thuộc vào N c, 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 P autocv tỉ lệ với w L2 r e hoặc w L2.3 χ tot Vì vậy chúng ta mong đợi rằng TC80 sẽ ít nhạy để thay đổi trong χ tot 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 (N c20 ) vượt xấp xỉ 10 3 m -3. R e 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 N c20 thay thế w L, (2.23) 54

55 Trong đó N c20 là đơn vị m -3. N c20 được tính trong mô hình giả thiết chỉnh lại phân bố kích cỡ giọt mây theo w L và N c (Pruppacher và Klett, 1997) với N c quay trở lại được xác định bởi χ tot 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 w L và r e được trình bày trong hình 2.1, trong đó w th 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 (r e 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 w L thấp, TC80 và BH94 là khá tương đồng nhau và nó phụ thuộc vào w L, 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 w L, biên độ của P autocv cho BH94 tiến tới KS69 bởi BH94 phụ thuộc yếu vào w L. Bằng cách so sánh P autocv cho KS69 có xu hướng nhỏ hơn đáng kể so với TC80 với giá trị w L trong mây quy mô lớn (w L thường nhỏ hơn 0.3 g kg - 1 ); ii) Với sự bao gồm tác động gián tiếp loại 2 (r e được giả thiết giảm tới 7.5µm bởi tăng χ tot ), P autocv cho BH94 giảm cường độ từ 1mm/ngày tới 0.1mm/ngày ở w L = 0.3 g kg -1, trong khi đó chỉ giảm nhẹ P autocv 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 55

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 P autocv, tốc độ tự động chuyển đổi Đây là hàm của w L, bán kính ảnh hưởng lượng nước lỏng trong mây r e = 10µm và 7.5µm, ba phiên bản tham số hóa: KS69, dựa trên Kessler [1969] với w th = 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 r e, và quay trở lại χ tot, 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. 56

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) ( ). 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. 57

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 SO 2 và SO 2-4. 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 (SO x ) DIRBC DIROC Mô hình chuẩn với tác động trực tiếp của sol khí Cacbon đen 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 5 0 S 40 0 N, kinh độ từ 80 0 E E. 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 58

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 30 0 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 40 0 N 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. 59

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 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. 60

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 mm. khu vực này. Mô hình mô phỏng nhiệt độ và lượng mưa phù hợp với quan trắc khí hậu của Tác động của sol khí khí quyển của khu vực Cán cân thuần bức xạ (Radiation Forcing) Đối với trường hợp khí quyển tác động bởi sol khí SOx 61

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 SO x 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/m 2 điều đó cho thấy tác động của sol khí SO x không có tác động nhiều tới khí quyển, nhiệt độ khí quyển hầu như không đổi khi có tác động của sol khí SO x. 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 62

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/m 2. Trong khi đó tại bề mặt BC có tác động làm lạnh bề mặt vào khoảng -50W/m 2. 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/m 2. Đối với trường hợp khí quyển tác động bởi sol khí Cacbon hữu cơ 63

64 Hình Mô phỏng cán cân thuần bức xạ tại đỉnh khí quyển Trong trường hợp sol khí hữu cơ Hình Mô phỏng cán cân thuần bức xạ tại bề mặt Trong trường hợp sol khí hữu cơ Hình 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. 64

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 RF top RF sfc RF atm DIRSOx Tháng 1 Tháng 4 Tháng 7 Tháng 10 RF top RF sfc RF atm DIROC Tháng 1 Tháng 4 Tháng7 Tháng10 RF top RF sfc RF atm 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 65

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, W/m 2 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, W/m 2. 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 DIR DIRSOx DIROC DIRBC 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. 66

67 Hình Trung bình lượng mây phủ ở mực dưới 750mb 67

68 Nhiệt độ và lượng mưa (a) (b) Hình 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 ( 0 C), 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 C, tăng vào mùa hè khoảng 0.3 đến C, 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 C DIR0. 68

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

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 5 0 C. 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 C 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 70

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

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

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 2 0 C và lệch so với quan trắc lớn vào mùa đông khoảng C đến 5 0 C. 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 73

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

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 3 0 C 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

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 2 0 C. 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

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 1 0 C. 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

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 78

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 2 0 C. 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. 79