Giáo trình Quản lý môi trường

n như vậy từ những vùng hoặc thay đổi hàng năm (e.g. Soden 1997; Allan et al, 2003; Brogniz et al 2005). Một bài kiểm tra cao hơn cho phản ứng của nhiệt độ tầng đối lưu và độ ẩm tự do đến nhiệt độ bề mặt trong mô hình là tốt như thế nào chúng có thể mô phỏng những mối tương quan hàng năm giữa nhiệt độ bề mặt và mặt nghiêng độ ẩm theo chiều dọc. Mặc dù GCMs chỉ thành công cục bộ trong mô hình vùng (Ross et al, 2002) và tương quan nhiệt trung bình (Bauer et al. 2002), sự khác nhau rõ ràng tìm thấy trong những nghiên cứu trước đó (Sun and Held, 1996; Sun et al, 2001) đã chỉ ra một phần lớn một kĩ thuật lấy mẫu giả tạo (Bauer et al 2002). Ở đây cũng đã ảnh hưởng từ TAR để kiểm tra phản ứng hơi nước của GCMs so với những thay đổi nhiệt độ quy mô toàn cầu của thập niên gần đây. Một nghiên cứu  gần đây sử dụng thời kỳ dài của dữ liệu vệ tinh (1982- 2004) để phỏng đoán xu hướng trong UTRH, và tìm thấy rằng một AGCM, những bắt buộc để quan sát SSTs, có thể giữ quan sát toàn cầu và xu hướng độ ẩm khu vực tốt (Soden et al 2005). Một giả thiết thứ hai sử dụng việc làm lạnh tiếp theo của Mt Pinatubo. Việc sử dụng đánh giá ảnh hưởng của phun trào , Soden et al (2002) tìm thấy một mô hình mô phỏng phản ứng của HIRS 6,7 µm radiance phù hợp với quan sát vệ tinh. Chúng cũng tìm thấy một mô hình phản ứng nhiệt độ toàn cầu tương tự như quan sát trước đó, nhưng không nếu phản hồi hơi nước tương tự được tắt (mặc dù nghiên cứu những thay đổi trong mây và hấp thụ hơi nóng tiềm ẩn bởi đại dương sâu. Việc sử dụng những tính toán bức xạ cơ bản trên quan sát độ ẩm, Forster và Collins đã tìm thấy phù hợp trong kết luận sức mạnh phản hồi hơi nước với  toàn bộ phân tích mô hình, mặc dù chiều cao- phạm vi mẫu của phản ứng độ ẩm quan sát không nối chặt chẽ như sự hiểu đơn giản. Họ đã suy luận phản hồi hơi nước của 0,9 đến 2,5 Wm-2 0C-1, một khoảng nó bao phủ của những mô hình dưới ảnh hưởng khí nhà kính (xem hình 8.4). Một điều kiện quan trọng để nghiên cứu là sự lo sợ khí hậu trên những thay đổi tự nhiên (Forster and Col lín, 2004). Nguyên nhân của những đòi hỏi khi so sánh với những phản hồi từ việc tăng khí nhà kính, bởi vì ảnh hưởng của bức xạ từ núi lửa phun là phân chia khác nhau và xảy ra trên quy mô thời gian ngắn, nó có thể bao gồm những thay đổi khác nhau trong lưu chuyển và độ nghiêng mối quan hệ phản ứng đại dương/đất liền (mặc dù nghiên cứu AOGCM gần đây tìm thấy tương tự như phản hồi không khí sạch bức xạ LW toàn cầu giữa hai lực; Yokohata et al 2005). Tuy nhiên, việc so sánh quan sát và mô hình phản ứng hơi nước cho sự phun của Mt. Pinatubo tạo thành một con đường để kiểm tra mô hình có khả năng tương tự những thay đổi độ ẩm bao gồm ảnh hưởng quy mô toàn cầu bên ngoài. Tại vĩ độ thấp, GCMs chỉ phủ định phản hồi tỷ lệ giảm nhiệt độ bởi xu hướng chúng hướng tới tỉ lệ giảm nhiệt độ đoạn nhiệt ẩm, sản sinh đáp ứng hơi ấm trên cao. Tại vĩ độ từ giữa đến cao, tăng mức độ ấm chậm, đặc biệt trong gió, góp phần cho phản hồi dương (e.g, Col man, 2003b), và sức mạnh phản hồi toàn cầu phụ thuộc trên gradient đường kinh (Soden and Held, 2005). Ở đây đã được kiểm tra bao quát của phản ứng nhiệt độ tầng đối lưu GCM so với xu hướng quan sát cho mục đích phát hiện biến đổi khí hậu (xem phần 9.4.4). Mặc dù vài nghiên cứu gần đây đã đề nghị lưu ý giữa những thay đổi quan sát và mô hình (e.g Fu et al, 2004; Santer et al, 2005),  tiếp tục tranh luận như để tán thành, đặc biệt trong vùng nhiệt đới (phần 9.4.4). Không chú ý tới, nếu RH còn lại từ khép kín đến không thay đổi, kết hợp tỷ lệ giảm nhiệt độ và phản hồi hơi nước là quan hệ không không nhạy cảm đến khác biệt trong phản ứng tỉ lệ giảm nhiệt độ (Cess, 1975; Allan et al. 2002; Colman, 2003a). Trong tầng đối lưu, phản ứng phản hồi hơi nước GCM là nhạy cảm đến vị trí của ảnh hưởng liên quan ban đầu (Joshi et al 2003; Stuber et al, 2005). Việc ảnh hưởng tập trung trên tầng bình lưu thấp, như từ biến đổi tầng Ozon, viện dẫn phản hồi dương bao gồm tăng hơi nước và nhiệt độ điểm lạnh nhiệt đới trong một nghiên cứu (Stuber et al, 205). Tuy nhiên, cho ảnh hưởng đồng nhất, như từ CO2, sự đóng góp hơi nước tầng đối lưu cho mô hình nhạy cảm xuất hiện yêu ớt (Col man, 2001; Stuber et al, 2001, 2005). Có bằng chứng quan sát của tăng trong thời gian dài trong hơi nước tầng đối lưu (phần 3.4.2.3), mặc dù nó là không rõ ràng khí có một quá trình phản hồi. Nếu có một xu hướng trung gian toàn cầu quan trọng với cơ chế phản hồi, tuy nhiên, nó bao hàm một phản hồi hơi nước quan trọng (Forster and Shine, 2002). 8.6.3.1.2. Kết luận về những phản hồi tỷ lệ giảm nhiệt độ và hơi nước Những quá trình quan trọng đã được làm từ TAR trong việc hiểu và đánh giá những phản hồi hơi nước và tỉ lệ giảm nhiệt độ. Những kiểm tra mới đã áp dụng cho GCMs, và nói chung đã tìm thấy kĩ thuật trong việc đại diện cho những phản ứng độ ẩm tầng bình lưu tự do quy mô rộng và những thay đổi hàng năm, những xu hướng khí hậu và  làm lạnh. Bằng chứng mới từ cả hai quan sát và  mô hình đã củng cố cách nhìn trước về những phản ứng RH không thay đổi một cách mạnh mẽ cho sự ấm lên. Nó cũng tăng quả quyết trong khả năng của GCMs cho những đặc trưng quan trọn tương tự của độ ẩm và phản ứng nhiệt độ dưới khoảng của sự xáo trộn khí hậu khác nhau. Bằng chứng tốt ủng hộ kết hợp phản hồi hơi nước và tỉ lệ giảm nhiệt độ của xung quanh cường độ tìm thấy trong những mô hình khí hậu toàn cầu. 8.6.3.2. Những đám mây Bằng việc phản xạ những bức xạ mặt trời trở lại không gian (hiệu ứng suất phản chiếu của những đám mây) và việc giữ lại tia hồng ngoại phát ra từ bề mặt trái đất và tầng đối lưu dưới( hiệu ứng nhà kính từ các đám mây), các đám mây đã sử dụng 2 hiệu ứng cạnh tranh nhau và ảnh hưởng đến nguồn bức xạ nhiệt của trái đất. Hai hiêu ứng này thường được gọi là 2 thành phần SW và LW của bức xạ cưỡng bức từ đám mây (CRF). Sự cân bằng của 2 thành phần này phụ thuộc vào nhiều yếu tố bao gồm các vi thể và thuộc tính của vi thể có trong đám mây. Đối với khí hậu hiện thời thì những đám mây gây hiệu ứng làm lạnh khí hậu. Trong sự đáp lại với sự nóng lên của khí hậu toàn cầu thì hiêu ứng làm lạnh của những đám mây có thể được tăng cường hoặc giảm bớt , do đó nảy sinh một sự phản hồi bức xạ tới sự ấm lên của khí hậu (Randall ..., 2006; NRC, 2003; Zhang, 2004; Stephens, 2005; Bony ..., 2006). Trong nhiều mô hình khí hậu sự mô tả chi tiết những đám mây có thể ảnh hưởng đáng kể đến sự ước lượng mô hình của sự phản hồi đám mây và độ nhạy của khí hậu (... Senior and Mitchell, 1993; Le Treut..., 1994; Yao và Del Genio, 2002; Zhang, 2004; Stainforth ..., 2005; Yokohata...., 2005). Hơn nữa sự mở rộng của những ước lượng về độ nhạy của khí hậu trong các mô hình hiện nay chủ yếu xuất hiện từ những sự khác nhau liên mô hình trong những sự phản hồi (Colman, 2003a; Soden và Held, 2006; Webb ..., 2006 ; mục 8.6.2, phần 8.14). Bởi vậy sự phản hồi còn lại từ các đám mây là nguồn lớn nhấtt của sự không chắc chắn trong những ước lượng về độ nhạy của khí hậu. Trong mục này sẽ : Đánh giá sự tiến bộ từ TAR trong những hiểu biết những quá trình vật lí liên quan trong những phản hồi từ đám mây (mục 8.6.3.2.1) Giải thích phạm vi của phản hồi từ đám mây để đánh giá những mô hình khí hậu hiện tại (mục 8.6.3.2.2) Đánh giá mô hình những phản hồi từ đám mây sử dụng những quan sát (mục 8.6.3.2.3) 8.6.3.2.1. Sự hiểu biết về những quá trình vật lí liên quan trong sự phản hồi từ đám mây Sự u ám của bầu trời liên quan đến những đám mây các loại trên phạm vi rộng lớn tồn tại ở lớp dưới của tầng đố lưu. Để hiểu được những phản hồi từ đám mây cần có những hiểu biết về sự thay đổi khí hậu có ảnh hưởng đến phạm vi và thuộc tính bức xạ của những đám mây khác nhau và ước lượng những tác động của những sự thay đổi này đối với nguồn bức xạ chung của trái đất. Từ TAR trở đi đã có những tiến bộ trong việc phân tích những quá trình vật lí liên quan tới những phản hồi từ đám mây, nhờ vào sự phân tích kết hợp giữa sự quan sát những mô hình quan niệm đơn giản, những mô hình phân tích mây và GCM (tổng quan theo Bony ...,2006). Những kết quả chính được trình bày dưới đây. Một vài cơ chế liên hệ ngược từ khí hậu đến những đám mây ở tầng đối lưu dưới đã được khảo sát. Hartmann và Larson (2002) cho rằng sự tăng nhiệt độ của những đám mây nhiệt đới thực chất độc lập với nhiệt độ bề mặt (giả thuyết nhiệt độ đệm cố định) và nó sẽ là phần không đổi khi khí hậu thay đổi. Đề xuất này phù hợp với mô hình phân tích mây chỉ ra trong việc ấm lên của khí hậu. Những mặt cắt ở giữa và trên tầng đối lưu, sự ngưng tụ và độ ẩm tương đối đều thay đổi theo chiều cao cùng với nhiệt độ (Tompkins và Craig,1999). Mặc dù vậy giả thuyết này chưa được kiểm tra bằng quan sát hoặc những mô hình phân tích mây có được sự phân tích theo phương hẳng đứng tốt đối với tầng trên của tầng đối lưu . Những phản ứng các thành phần của đệm mây để thay đổi nhiệt độ vẫn là một chủ đề tranh cãi . Giả sử rằng sự tăng nhiệt độ do hiệu quả ngưng tụ của các đám mây đối lưu làm giảm bớt lượng hơi nước trong tầng đối lưu trên, Lindzen...(2001) cho rằng ở vùng nhiệt đới che phủ bởi đệm mây có thể giảm với sự tăng lên của nhiệt độ, điều đó có thể dẫn đến việc phủ định những phản hồi từ khí hậu. Nhiều sự phẩn đối nhằm vào những khía cạnh khác nhau của số liệu quan sát được cung cấp cho đến lúc này (Chambers ..., 2002; Del Genio và Kovari, 2002; Fu ..., 2002; Harrison, 2002; Hartmann và Michelsen, 2002; Lin..., 2002, 2004), dẫn đến những tranh luận mạnh mẽ với tác giả của giả thuyết (Bell..., 2002; Chou ..., 2002; Lindzen ..., 2002 ). Những nghiên cứu các khả năng khác (Del Genio và Kovari, 2002; Del Genio ..., 2005b) đưa ra giả thuyết về sự tăng nhiệt độ bề mặt và sự che phủ mây tầng đối lưu. Những đám mây ở lớp gianh giới có tác động lớn đến nguồn bức xạ (..., Harrison ..., 1990; Hartmann.., 1992) và bao phủ phần lớn đại dương toàn cầu (..., Norris, 1998a,b). Việc hiểu rõ làm sao chúng có thể thay đổi trong sự hỗn loạn của khí hậu là vấn đề sống còn của phản hồi từ đám mây. Việc quan sát mối quan hệ giữa số lượng đám mây ở tầng thấp và độ ổn định chi tiết của tầng đối lưu thấp (Klein và Hartmann, 1993), mà được sử dụng trong một số mô hình khí hậu đơn giản trong việc tham số hóa lượng mây ở lớp gianh giới của một số mô hình GCMs (., CCSM3, FGOALS) đưa tới giả thuyết rằng sự nóng lên của khí hậu toàn cầu có thể liên quan tới sự gia tăng mức độ che phủ của những đám mây ở tầng thấp mà nảy sinh những sự phủ định những phản hồi từ khí hậu (..., Miller, 1997; Zhang, 2004) . Tuy nhiên những phương án xác định mức độ ổn định của tầng đối lưu thấp mà có thể dự đoán lượng mây ở lớp gianh giới như Klein và Hartmann thực hiện (1993), có thể không cần thiết phải sự gia tăng của những đám mây ở tầng thấp trong sự nóng lên của khí hậu (..., Williams..., 2006 ). Hơn nữa những quan sát cho thấy rằng những khu vực bao phủ bởi những đám mây ở tầng thấp , sự giảm sút độ đậm quang học và SW CRF như sự gia tăng của nhiệt độ (Tselioudis và Rossow, 1994; Greenwald ...., 1995; Bony ...., 1997; Del Genio và Wolf, 2000; Bony và Dufresne, 2005) nhưng các yếu tố khác mà có thể giải thích được những quan sát này là không thật sự chắc chắn. Bởi vậy những hiểu biết về những sự quá trình vật lý mà đièu khiển những phản ứng của những đám mây ở lớp gianh giới và thuộc tính bức xạ của chúng tới sự thay đổi khí hậu còn rất hạn chế. Ở những vùng giữa của khí quyển được cấu tạo trong hệ thống thời tiết chung với sự ảnh hưởng của độ dày , những đám mây đỉnh ,đối diện trong vùng. Đối với NH ,một vài mô hình khí hậu thông báo sự giảm sút tần số những cơn bãp nhiệt đới và sự gia tăng cường độ cơn bão trong sự phản ứng với việc khí hậu nóng lên (..., Carnell và Senior, 1998; Geng và Sugi, 2003) và sự dịch chuyển vệt bão tới địa cực (Yin,2005) . Sử dụng những quan sát và sự phân tích để điều tra những động lực cho sự thay đổi được tìm ra bởi Carnell và Senior (1998) có thể có được dựa vào nguồn bức xạ hồng ngoại (NH) Tselioudis và Rassow (2006) cho rằng sự gia tăng sức mạnh của những cơn bão có thể có một tác động bức xạ lớn hơn so với sự suy giảm tần số những cơn bão và điều này có thể làm tăng sự phản xạ của bức xạ sóng ngắn (SW) và giảm lượng bức xạ bước sóng dài (LW). Tuy nhiên sự chuyển dịch của những vệt bão địa cực có thể giảm lượng bức xạ phản xạ SW (Tsushima ..., 2006). Ngoài ra trong những nghiên cứu sử dụng những quan sát để điều tra sự phụ thuộc của thuộc tính bức xạ của đám mây ở vùng giữa vào nhiệt độ Del Genio và Wolf (2000) chỉ ra rằng bề dày vật lí của những đám mây lục địa ở tầng mây thấp giảm khi nhiệt độ tăng, kết quả này đưa dến sự giảm sút nước trong mây và bề dày quang học như sự gia tăng về nhiệt độ, Norris và Iacobellis (2005) cho rằng qua NH đại dương , một sự thay đổi đồng dạng trong nhiệt độ bề mặt có thể là nguyên nhân dẫn đến giảm lượng mây và bề dày quang học trên phạm vi rộng trong những điều kiện động lực. Những dấu hiệu của những phản hồi về bức xạ thay đổi khí hậu liên quan đến những hiệu ứng tổng hợp của những sự thay đổi động lực và nhiệt độ trong những đám mây nhiệt đới vẫn còn nhiều điều bí ẩn. Vai trò của những sự phản hồi từ đám mây cực trong độ nhạy của khí hậu đã được nhấn mạnh bởi Holland và Bitz (2003) và Vavrus (2004). Mặc dù vậy những phản hồi đó còn khá nghèo nàn. 8.6.3.2.2. Giải thích phạm vi của những phản hồi từ đám mây trong số những mô hình khí hậu Những thí nghiệm cân bằng CO2 khí quyển kép thực hiện bằng những mô hình đường kết hợp khí quyển - đại dương cũng như trong sự hợp nhất biến đổi khí hậu nhất thời thực hiện bằng những mô hình khí quyển - đại dương kép đầy đủ , những mô hình trình diễn trên quy mô lớn của những phản hồi từ những đám mây toàn cầu , với khoảng một nửa những mô hình khí hậu dự đoán một CRF âm trong việc phản ứng lại với sự nóng lên toàn cầu và một nửa dự đoán ngược lại (Soden và Held, 2006; Webb..., 2006 ). Vài nghiên cứu cho rằng những dấu hiệu phản hồi từ các đám mây có thể không nhất thiết do những thay đổi CRF (Zhang..., 1994; Colman, 2003a; Soden..., 2004 ) bởi sự đóng góp của những thay đổi bức xạ bầu trời quang đãng (...hơi nước,nhiệt độ ,những thay đổi suất phản chiếu bề mặt ) dẫn tới sự thay đổi CRF . Phương pháp sự hỗn loạn bức xạ cục bộ mà loại trừ sự thay đổi bầu trời quang đãng từ sự xác định thông tin phản hồi từ đám mây ước đoán rõ ràng thông tin phản hồi đám mây , với mạng lưới toàn cầu trong thực tế tất cả các mô hình (Colman, 2003a; Soden và Held, 2006). Tuy nhiên những ước lượng phản hồi từ đám mây ước đoán từ sự thay đổi trong CRF hoặc trong phương pháp PRP có được mối tương quan tốt (những mối quan hệ chính có sự tương đồng) và chúng trình bày một sự mở rộng tương tự trong các GCMs. Bằng việc phân hóa những phản hồi từ GCM vào trong những khu vực thành phần hoặc những chế độ động lực, sự tiến bộ thực sự đã được tạo ra trong việc giải thích phạm vi của những phản hồi đám mây thay đổi khí hậu. Sự so sánh AOGCMS kép được sử dụng cho các dự án khí hậu được trình bày ở chương 10 (Bony và Dufresne, 2005) , những phiên bản của khí quyển hoặc đại dương của GCMs hiện thời (Webb..., 2006; Williams ..., 2006; Wyant..., 2006) hoặc những mô hình cũ hơn (Williams..., 2003; Bony..., 2004; Volodin, 2004; Stowasser ..; 2006) chỉ ra rằng những sự khác biệt liên mô hình trong phản hồi đám mây phần lớn là do thành phần SW phản hồi đám mây và phản ứng với sự nóng lên toàn cầu của cả những đám mây đối lưu sâu và những đám mây ở tầng thấp khác giữa các GCM. Những sự phân tích gần đây cho thấy rằng những sự phản xạ của những lớp mây lớp gianh giới đóng góp lớn nhất cho phạm vi phản hồi đám mây biến đổi khí hậu giữa các GCM hiện thời (Bony và Dufresne, 2005; Webb...., 2006; Wyant ..., 2006). Nó con dẫn tới những những xung đột lớn trong việc đánh giá phản xạ bức xạ bởi những mô hình tại những khu vực bị chi phối bởi sự che phủ bởi ciủa những ấm mây ở tầng thấp (Hình 8.15) và đến những khu vực rộng lớn của địa cầu che phủ bởi những vùng này. tuy nhiên sự phản xạ của các loại mây khác nhau cũng quan trọng bởi vì ,mỗi loại mây này có thể làm tăng thêm hoặc làm yếu đi những bức xạ phản xạ từ những đám mây ở tầng mây thấp. Sự mở rộng của những mô hình phản hồi từ các đám mây là quan trọng ở tất cả các phạm vi và hướng tới vùng nhiệt đới rộng lớn hơn(Bony ...., 2006; Webb...., 2006). Những sự khác nhau trong hỗn hợp các đám mây và trong sự chuyển dịch vĩ độ của các vệt cơn bão dự đoán bằng những mô hình cùng với sự khác nhau liên mô hình trong phản xạ CRF đến biến đổi khí hậu, đặc biệt trong bão nhiệt đới (Tsushima ..., 2006). Hình 15 : Độ nhạy (tính bằng Wm-2 oC-1) bức xạ cưỡng bức từ đám mây (CRF) của lưới nhiệt đới tới SST thay đổi liên quan đến sự nóng lên toàn cầu (mô phóng bằng lượng CO2 tăng theo 1% yr-1). Những mảnh ghép cho thấy tính nhạy cảm trung bình nhiệt đới S được dự đoán bởi 15 AOGCM sử dụng trong báp cáo này : 7 mô hình dự đoán S 0. Tại ô chính so sánh độ nhạy CRF với SST dự báo bởi 2 nhóm của những mô hình trong những chế độ khác nhau trong quy mô lớn (500hPa tốc độ nén thẳng đứng được sử dụng cho sự chuyển động quy mô lớn, với những giá trị âm tương ứng với sự tăng lên của quy mô chuyển động, với những giá trị dương ứng với quy mô giảm chuyển động ). Những nét đậm và những đường thẳng đứng đại diện cho giá trị trung bình và độ lệch chuẩn cho đọ nhạy mô hình bên trong mỗi nhóm , những đướng chấm đại diện cho giá trị lớn nhất và nhỏ nhất của độ nhạy của mô hình bên trong mỗi chế độ động lực. Sự chênh lệch giữa 2 nhóm của các mô hình lớn nhất ở các chế độ của sự giảm bớt quy mô. Những cơ chế này có một số lượng thông kê lớn ở khu vực nhiệt đới được bao phủ bởi những đám mây lớp gianh giới lớn . Như một kết quả của sự mở rộng phản hồi từ đám mây nhiệt đới trong số các mô hình xuất hiện từ sự khác biệt liên mô hình trong phản xạ của tầng mây thấp trong những chế độ cảu giảm bớt quy mô (Hiệu chỉnh bởi Bony và Dufresne). 8.6.3.2.3. Đánh giá những phản hồi từ đám mây phát sinh từ các mô hình khí hậu Những đánh giá về các đám mây trong những mô hình khí hậu được dựa vào sự so sánh của quan sát và mô phỏng khí hậu học của TOA dòng bức xạ và tổng lượng mây (xem ở mục 8.3.1). Tuy nhiên việc thu được kết quả tốt từ việc quan sát số lượng lớn có thể đưa đến từ việc bù trừ những sai số. Từ TAR và một phần vì sử dụng mô phỏng của dự án vệ tinh khí hậu quốc tế (ISCCP): mô phỏng bởi (Klein và Jakob, 1999; Webb ...., 2001) đánh giá mô hình đám mây được làm với nhiều loại mây và các thuộc tính của chúng (Klein và Jakob, 1999; Webb ..., 2001; Williams..., 2003; Lin và Zhang, 2004; Weare, 2004; Zhang...., 2005; Wyant.., 2006 ). Những mô hình đã trở nên tốt và ổn định hơn. Ngoài ra những cách quan sát mới được áp dụng cho GCMs, sử dụng những kĩ thuật xếp nhóm và kết hợp, để chuẩn đám những lỗi trong việc mô phỏng chế độ mây đặc biệt hoặc trong những điều kiện động lực cụ thể. (Tselioudis ..., 2000; Norris và Weaver, 2001; Jakob và Tselioudis, 2003; Williams ..., 2003; Bony ...., 2004; Lin và Zhang, 2004; Ringer và Allan, 2004; Bony và Dufresne, 2005; Del Genio...., 2005a; Gordon..., 2005; Bauer và Del Genio, 2006; Williams...., 2006; Wyant ..., 2006). Việc thử nghiệm những quan sát tập chung vào phản ứng của trái đất do biến đổi các đám mây theo mùa đã được đề xướng để ước lượng những phản hồi đám mây mô hình (Tsushima .., 2005) nhưng nó vẫn chưa được áp dụng cho những mô hình hiện thời. Những nghiên cứu nổi bật này thường thiên về mô phỏng những đám mây bằng các mô hình hiện thời (Zhang ..., 2005). Tuy nhiên sự không chắc chắn còn lại trong việc xác định căn cứ trên sự quan sát số lượng tương đối các loại mây khác nhau (Chang và Li, 2005). Ở phạm vi chính giữa những sự sai lệch này đã được giải thích như kết quả của sự phân tích thô của các mô hình khí hậu GCMs. Kết quả của chúng thiếu khả năng để mô hình hóa một các đúng đắn sự tuần hoàn của khí hậu. (Bauer và Del Genio, 2006) . Mặc dù những sai số trong mô hình hóa các loại mây khác nhau có thể bù trừ một cách ngẫu nhiên dẫn đến một dự đoán mà giá trị trung bình CRF phù hợp với những quan sát . (xem phần 8.3) . Chúng cộng gộp những cái không chắc chắn thành cái có thể tin được trong mô hình phản hồi mây , ví dụ như việc cho rằng sự phụ thuộc phi tuyến của suất phản xạ đám mây với độ sâu quang của đám mây, đánh giá cao bề dày quang học mây nghĩa là một sự thay đổi bề dày quang học của mây thậm trí biểu hiện đúng và kích thước có thể sinh ra một tín hiệu bức xạ quá nhỏ. Tương tự như vậy những dự báo trên ,dưới, ở giữa những đám mây sử dụng những ảnh hưởng về độ lớn của phản xạ bức xạ tới sự ấm lên của khí hậu trên những khu vực rộng lớn sẽ giảm . Những mô hình đảm đương việc kiểm soát các phương diện của nước mây (lỏng,đá hoặc hỗn hợp) được cho là sẽ quyết định đến sự dự đoán độ nhạy của khí hậu. Tuy nhiên những đánh giá về việc này mới chỉ bắt đầu (Doutriaux-Boucher và Quaas, 2004; Naud...., 2006). Tsushima (2006) cho rằng những quan sát ,phân loại các phương diện của nước mây trong những mô hình khí hậu hiện tại có thể cung cấp một sự ràng buộc quan trọng cho những mô hình phản hồi từ đám mây trên phạm vi lớn và trung bình. Trong nỗ lực để đánh giá một số thành phần của phản xạ mây đến sự thay đổi khí hậu, vài nghiên cứu khả năng của GCMs để mô hình độ nhạy của các đám mây và CRF tới những thay đổi dài hạn trong những điều kiện môi trường. Khi tiến hành những mô hình đại dương khí quyển các lớp đệm trộn lẫn, Williams (2006) tìm ví dụ chứng minh rằng bằng việc xem xét phản xạ CRF tới thay đổi tốc độ theo phương thẳng đứng trong quy mô rộng và trong sự ổn định của tầng đối lưu dưới, một thành phần của phản xạ mây biến đổi khí hậu trung bình khu vực có thể được liên hệ tới những sự thay đổi hàng ngày và đánh giá như vậy sử dụng những quan sát (Bony và Dufresne 2005 và Stowasser và Hamilton 2006) thử nghiệm khả năng của AOGCMs (chương 10), để mô hình hóa sự thay đổi trong CRF nhiệt đới đến sự thay đổi SST , tốc độ thẳng đứng quy mô lớn và RH ở tầng đối lưu thấp. Họ chỉ ra rằng những mô hình khác nhau nhiều nhất và ít thực tế nhất ở những vùng chuyển động đối lưu sâu. Điều này nhấn mạnh sự cần thiêt phải cải tiến sự miêu tả và đánh giá các quá trình mây trong các mô hình khí hậu và đặc biệt là những đám mây ở lớp gianh giới. 8.6.3.2.4. Kết luận về những sự phản hồi đám mây Mặc dù đã có được một số tiến bộ trong việc tìm hiếu các quá trình vật lí khống chế các phản ứng từ mây đối với biển đổi khí hậu và trong việc đánh giá một số thành phần của những phản hồi từ mây trong những mô hình hiện tại, nhưng vẫn chưa thể công nhận đánh giá cho rằng những mô hình ước lượng phản hồi này là đáng tin cậy nhất. Tuy nhiên ,những tiến bộ đã được tạo ra trong việc nhận biết các loại mây, các cơ chế động lực học và những khu vực tin cậy địa cầu mở rộng việc đánh giá phản hồi đám mây trong số các mô hình hiện tại. Đây là khích lệ cho những phân tích quan sát đặc thù và đánh giá của những phản hồi đám mây biến đổi khí hậu trong tương lai. 8.6.3.3. Những sự phản hồi từ băng quyển Nhiều thông tin phản hồi đã đóng góp quan trọng vào độ nhạy khí hậu toàn cầu đưa lại bởi băng quyển. Một điểm nổi bật của phản ứng tới mô hình khí hậu là việc tăng nồng độ khí nhà kính trong khí quyển vùng cực, việc thu hẹp của vùng đá băng tuyết và việc mở rộng địa cực ở nơi nhiệt độ lớp dưới tầng đối lưu tăng lên. Cùng lúc đó , phản ứng ở phạm vi rộng lớn việc tăng nồng độ khí nhà kính biến đổi lớn trong số các mô hình khí hậu (Holland và Bitz, 2003 ) không được tập chung trong các phiên bản mới nhất của AOGCMs (Chapman và Walsh, 2007; xem thêm mục 11.8) .Có thể những thói quen bước đầu cũng đóng góp vào rủi ro làm như thế nào băng quyển có thể mở ra kịch bản khí hậu trong tương lai. Phản hồi mô hình quan trọng nhất kết hợp với băng quyển là sự tăng lên việc hấp thụ bức xạ mặt trời ,kết quả của việc giảm phản xạ từ băng tuyết trong sự ấm lên của khí hậu. Từ TAR một số quá trình đã tạo ra được mối quan hệ định lượng phản hồi suất phản xạ bề mặt kết hợp với băng quyển. Hall (2004) tìm ra rằng phản hồi suất phản xạ chịu trách nhiệm một nửa cho việc tăng gấp đôi lượng CO2 trong khí quyển. Tuy nhiên một phân tích trong thời gian dài của các mô hình kiểm soát chỉ ra rằng nó chỉ tính cho sự biến đổi nội bộ nhỏ. Hall và Qu (2006) chỉ ra rằng những sai lệch của nhiều mô hình MMD trong mô phỏng chu trình quan sát hàng năm của đất bao phủ tuyết (đặc biệt tan băng vào vùa xuân) liên hệ mật thiết với biến đổi ở quy mô trong cường độ phản hồi suất phản xạ của tuyết, mô phỏng bởi những mô hình tương tự trong kịch bản thay đổi khí hậu. Sai lệch chu kỳ theo mùa đáng chú ý có thể cung cấp ràng buộc rằng có thể giảm sai lệch trong những mô hình phản hồi suất phản xạ của tuyết dưới dạng thay đổi khí hậu. Tuy nhiên có thể sử dụng phản hồi suất phản xạ tuyết theo mùa để đánh giá phản hồi phản xạ tuyết dưới dạng các điều kiện biến đỏi khia hậu tất nhiên phụ thuộc vào liên hệ giữa 2 sự phản hồi đưa ra bởi GCMs (phần 8.10). Một kết quả được tìm ra độc lập bởi Winton (2006a) và Qu và Hall (2005 ) là các quá trình bề mặt là nguồn chính của những sai lệch trong các mô hình khí hậu của phản hồi suất phản xạ bề mặt hơn là mô phỏng sự khác nhau trong vùng mây ở các vùng băng quyển. Tìm hiểu những sự phản hồi khác kết hợp với băng quyển (phản hồi cách nhiệt băng, phản hồi MOC/SST- băng biển, phản hồi dày lên và lớn lên của băng ) đã được cải thiện từ TAR (NRC, 2003; Bony ..., 2006). Tuy nhiên những ảnh hưởng tương đối đến độ nhạy khí hậu của các phản hồi này đã không được định lượng. Việc tìm hiểu và đánh giá những phản hồi băng biển bị trở ngại bởi sự kết nối của các quá trình trong phạm vi rộng lớn của khí quyển và đại dương ,đặc thù các quá trình mây địa cực và nhiệt độ đại dương và sự vận chuyển của nước ngọt. Ngoài ra từ những tiến bộ ấn tượng đã xảy ra trong phát triển các thành phần băng biển trong AOGCMs từ TAR, đặc biệt là phần lớn chúng chứa đựng các quá trình động lực phức tạp (Mục 8.2.4) , đánh giá phản hồi băng quyển thông qua các tham số của mô hình dựa vào quan sát bị cản trở bởi việc thiếu dữ liệu quan sát ở các khu vực địa cực cần thiết quan sát độ dày của băng là một vấn đề cần xem xét. Vai trò của động lực học băng biển trong độ nhạy khí hậu vẫn không chắc chắn trong nhiều năm : Một số kết quả gần đây với việc kết nối AGCMs với các mô hình đại dương (Hewitt...., 2001; Vavrus và Harrison, 2003) ủng hộ giả thiết rằng sự mô tả các động lực băng biển trong các mô hình khí hậu đã dung hòa tác động trong độ nhạy khí hậu . Tuy nhiên những kinh nghiệm với AOGCMs đầy đủ (Holland and Bitz, 2003) chỉ ra rằng không có quan hệ ràng buộc giữa phản ứng khí hậu nhất thời và sự góp mặt hoặc vắng mặt của các động lực băng, với nhiều mô hình khác nhau dùng bất kì tín hiệu nào có thể đưa ra động lực băng. Một sự kết nối quan trọng giữa mô phỏng ban đầu về băng biển và sự phản ứng đối với khí nhà kính cưỡng bức (Holland và Bitz, 2003; Flato, 2004) xa hơn nữa hạn chế những thí nghiệm ”sạch ” nhằm xác định và định lượng vai trò của các động lực băng đá biển. Nhiều quá trình, khác với sự phản hồi xuất phản xạ bề mặt đã chỉ ra rằng cũng đóng góp vào mở rộng địa cực của các mô hình ấm lên (Alexeev, 2003, 2005; Holland và Bitz, 2003; Vavrus, 2004; Cai, 2005; Winton, 2006b) . Một điều quan trọng khác là vận chuyển năng lượng vùng địa cực bổ sung , những đóng góp từ hơi nước mây và nhiệt độ ở khu vực rộng lớn (phản hồi) đã được xác điịnh. Những quá trrình và những tác động qua lại giữa chúng là rất phức tạp, tuy nhiên với sự biến đổi thật sự giữa các mô hình (Winton 2006b) và những đóng góp quan trọng liên hệ của chúng đến mở rộng khu vực ẩm ướt lớn đã chưa được giải quyết đúng mức. Hình 8.16 Đồ thị biểu diễn các giá trị Das/DTs mô phỏng mùa xuân trong thay đổi khí hậu (trục tung) và các giá trị Das/DTs mô phỏng mùa xuân theo chu kì theo mùa (trục hoành) trong các thí nghiệm biến đổi khí hậu tạm thời với 17 AOGCM sử dụng trong báo cáo này (Das và DTs tương ứng là suất phản xạ bề mặt và nhiệt khí bề mặt) . Các giá trị biến đổi khí hậu Das/DTs giảm trong trung bình suất phản xạ bề mặt mùa xuân trên khắp lục địa Bắc bán cầu giữa thế kỉ thứ 20 và thế kỉ thứ 22 phân chia bởi tăng nhiệt độ không khí bề mặt trong khắp khu vực trong cùng một khoảng thời gian. Chu kì theo mùa các giá trị Das/DTs là khác nhau giữa thế kỉ thứ 20 trung bình tháng 4 và tháng 5 . Da trung bình trên khắp lục địa Bắc bán cầu phân chia bởi sự khác nhau giữa tháng 4 và tháng 5 . Ts trung bình trên cùng khu vực và cùng khoảng thời gian. Đường hồi quy bình phương nhỏ nhất thích hợp cho những mô phỏng (đường đậm) vả quan sát chu kì theo mùa giá trị Das/DTs dựa vào phân tích SCCP và ERA40 (đường gạch nối) cũng đã chỉ ra điều này. Vệt màu sẫm mang lại một đánh giá sai số thống kê theo công thức sai số tiêu chuẩn trong đánh giá giá trị trung bình của một chuỗi thời gian (trong trường trường hợp này , quan sát theo một chuỗi thời gian (trong trường hợp này, quan sát của thời gian của Das/DTs) mang lại biến đổi và độ lớn của chuỗi thời gian. Nếu sai số thông kê này chỉ là do tính toán có thể cho rằng quan sát giá trị đúng thực tế ngoài vùng sẫm là 5 %. mỗi một con số ứng với một AOGCM riêng( xem bảng 8.1) Hiệu chỉnh Bởi Hall và Qu (2006) 8.6.4.Làm thế nào để đánh giá mức độ tin cậy tương đối từ những sự phản hồi được mô phỏng bởi những mô hình khác nhau. Những đánh giá của chúng ta về độ tin cậy của mối quan hệ trong dự án về khí hậu từ những mô hình khác nhau giúp ta có những nhận xét toàn diện về công việc này và nó còn cho phép chúng ta xác định được những sai số của mô hình ở những quy mô khác nhau trong các quá trình biến đổi những thống kê khí hậu bao gồm mô hình khí hậu chung và từng thành phần khí hậu. Để thực hiện những dự án về khí hậu trong tương lai cần phải có sự kết nối chặt chẽ hơn giữa một hoặc vài khía cạnh của biến đổi khí hậu: Độ nhạy của khí hậu, những dạng quy mô lớn của biến đổi khí hậu (Sự đối xứng liên bán cầu, sự mở rộng của địa cực, sự biến đổi nhiệt độ theo phương thẳng đứng, tương quan giữa diện tích đất liền và đại dương) dạng khu vực hoặc những khía cạnh tạm thời của biến đổi khí hậu. Ví dụ như để đánh giá mức độ tin cậy trong dự án mô hình khí hậu của Australian: cần bao gồm một số tiêu chuẩn về chất lượng từ mô hình ENSO bởi vì khí hậu của Australian phụ thuộc nhiều vào sự biến đổi này (Xem thêm phần 11.7) Để việc đánh giá mức độ tin cậy từ những mô hình kỹ thuật khác nhau cho độ nhạy của khí hậu được tốt hơn. Có 2 cách để kiểm tra có sẵn đó là: Kiểm tra mối quan hệ giữa những phản ứng kết hợp khí hậu toàn cầu với những cưỡng bức bên ngoài rõ ràng (thảo luận trong chương 6,9 và 10 ; Bảng 10.2) Kiểm tra tập trung vào mô hình của các quá trình chủ yếu dựa vào thông tin phản hồi. Dựa vào những hiểu biết chính về các quá trình vật lý mà kiểm soát phản ứng khí hậu (Phần 8.63) và cũng là nguồn gốc của sự khác nhau biên mô hình trong mô phỏng các phản hồi (Phần 8.6.2). Những đặc trưng khí hậu sau khá quan trọng: Phản hồi tốc độ giảm nhiệt độ và hơi nước, phản ứng của RH ở tầng đối lưu dưới và giảm nhiệt độ theo thế kỷ hoặc thập kỷ thay đổi khí hậu. Phản hồi mây, phản ứng của những tầng mây ranh giới và đậm mây tới thay đổi những điều kiện khí hậu hoặc bề mặt và thay đổi thuộc tính bức xạ đám mây kết hợp với thay đổi hệ thống thời tiết nhiệt đới Phản hồi suất phản xạ của tuyết, mối quan hệ giữa nhiệt độ khí bề mặt và tan băng ở các khu vực phía Bắc trong suốt mùa xuân Phản hồi băng biển, mô phỏng độ dày băng biển. Nhiều thử nghiệm chuẩn đoán đã được đề xướng từ TAR (Phần 8.6.3) nhưng một số chấp nhận sử dụng một phần lớn các mô hình hiện tại. Hơn nữa, nó vẫn chưa rõ ràng những thử nghiệm quyết định cho việc ràng buộc các dự án trong tương lai. Vì vậy, một mô hình đo lường chuẩn mà có thể được sử dụng ở quy mô hẹp cho phản hồi biến đổi khí hậu và độ nhạy khí hậu có vẻ hợp lý để được phát triển. 8.7. Các Cơ chế về Ngưỡng và Biến đổi Khí hậu Đột ngột 8.7.1.Giới thiệu Phần này bàn luận về “ngưỡng” và “biến đổi khí hậu đột ngột”, dựa trên những định nghĩa tương ứng của Alley et al (2002). Hệ thống khí hậu có xu hướng phản ứng lại những thay đổi một cách dần dần cho đến khi đạt đến một ngưỡng nào đó; sau đó, nếu có biến đổi mà thay đổi trong phản ứng lón hơn nhiều thay đổi trong cưỡng bức thì biến đổi đó được coi là đột ngột. Do đó, những biến đổi tại ngưỡng là tương đối đột ngột so với những biến đổi trước và sau ngưỡng, và có thể dẫn đến chuyển sang một giai đoạn mới. Phạm vi không gian của những thay đổi này có thể là từ toàn cầu cho đến cục bộ. Trong định nghĩa này, cường độ của phản ứng và cưỡng bức là rất quan trọng. Ngoài ra, phạm vi thời gian cũng là một yếu tố quan trọng. Phần này tập trung chủ yếu vào phạm vi thập niên và thế kỷ. Do bản chất có phần chủ quan của định nghĩa về ngưỡng và đột ngột, đã có nhiều nỗ lực để xây dựng những phép đo định lượng để xác định các điểm này trong một bộ số liệu theo thời gian của một biến cho trước. Cách thông dụng nhất là dùng phép bỏ hướng tuyến tính các số liệu đầu vào của bộ số liệu và tìm ra sự đổi hướng đột ngột trong đường lý thuyết. Một số phương pháp chặt chẽ hơn về mặt thống kê được dựa trên phép thống kê Bayes. Mục này tìm hiểu về những nguyên nhân tiềm ẩn và cơ chế tọ ngưỡng và biến đổi khí hậu đột ngột về bàn luận về khả nưng mo phỏng những biến đổi này của các mô hình khí hậu. ở đây bàn đến hai loại biến đổi: biến đổi cưỡng bức dẫn đến biến đổi khí hậu đột ngột, và biến đổi khí hậu đột ngột do những biến động tự nhiên trong một phạm vi thời gian dài. Loại thứ hai không phù hợp với những định nghĩa đã đề ra, vì cưỡng bức (ít nhất là cưỡng bức bức xạ - điều kiện biên ngoài) không thay đổi do thời gian. Tuy nhiên, loại thay đổi này cũng được đề cập nhièu trong sách báo nên cũng sẽ được nói qua. 8.7.2. Biến đổi Khí hậu Đột ngột Cưỡng bức 8.7.2.1. Những biến đổi trong Luân chuyển Nhiệt muối Đại dương (MOC) Khi cưỡng bức bức xạ thay đổi, hệ thống khí hậu phản ứng với những phạm vi thời gian khác nhau. Với hệ thống khi hậu vật chất được mô phỏng trong các mô hình ghép (đất, khí quyển, đại dương, băng biển), thời gian phản ứng lâu nhất là ở đại dương. Đối với ngưỡng và biến đổi khí hậu đột ngột ở pạhm vi thập niên và thế kỷ, đại dương cũng là đối tượng quan tâm chủ yếu. Cụ thể, MOC của Đại Tây Dương là khu vực nghiên cứu chính. MOC vận chuyển một lượng nhiệt (cỡ 1015 W) và muối lớn đến các vĩ độ cao ở Bắc Đại Tây Dương. Ở đó, nhiệt dược giải phóng vào khí quyển, làm lạnh nước bề mặt. Nước lạnh và có độ muôi tương đối cao bị chìm xuống và chảy về phía Nam, ra hỏi Lòng chảo Đại Tây Dương. Người ta vẫn chưa biết được hoàn chỉnh về các tác nhân khí hậu của dòng luân chuyển này tuy nhiên cũng xác định được tỷ trọng và các cưỡng bức gió là quan trọng. Các nghiên cứu khí hậu cổ và nghiên cứu mô hình hố cho rằng những gián đoạn trong MOC có thể dẫn đến biến đổi khí hậu đột ngột. Một nghiên cứu so sánh giữa các mô hình một cách hệ thống đã cho thấy tất cả 11 EMIC được đưa vào nghiên cứu đều có một ngưỡng mà tại đó MOC bị ngừng. Do chi phí tính toán quá cao nên chưa thể tính được ngưỡng đó bằng AOGCM. Điều quan trọng là phải lưu ý phân biệt giữa các phản ứng phụ thuộc thời gian hoặc tạm thời và cân bằng của MOC với những biến đổi do cưỡng bức. Do trong đại dương có khoảng thời gian phản ứng dài (đôi khi là hơn 1000 năm), có khả năng là những phản ứng ngắn hạn đối với một cưỡng bức cho trước có thể là rất khác biệt so với phản ứng cân bằng. Những kiểu phản ứng động như vậy của hệ thống phức hợp đã được ghi hạn trong ít nhất một AOGCM và được đề cập đến trong kết quả của một số nghiên cứu AOGCM khác. Trong những thử nghiệm AOGCM đó, MOC bị yếu đi khi lượng khí nhà kính trong khí quyển tăng lên. Khi hàm lượng CO2 ổn định, MOC dần trở lại giá trị bình thường. Như mô tả trong mục 10.3.4, MOC thường bị yếu đi khi khí nhà kính tăng do những biến đổi về nhiệt độ bề mặt và dòng nước ngọt ở các vĩ độ cao. Những biến đổi ở dòng bề mặt làm giảm tỷ trọng bề mặt, gây cản trở cho sự lưu chuyển nước theo chiều dọc và làm chậm MOC. Khi MOC bị chậm lại, nó có thể tiến đến một ngưỡng nào đó mà dòng lưu chuyển không thể tự duy trì. Khi MOC vượt qua ngưỡng này, nó có thể thay đổi trạng thái nhanh chóng, gây ra biến đổi khí hậu đột ngột, khiến cho Bắc Đại Tây Dương và các vùng đất bao quanh bị ạnh đi so với khi MOC còn hoạt động bình thường. Đây là kết quả của việc mất lưu chuyển nhiệt từ các vĩ độ thấp cùng các phản ứng từ việc giảm xáo trộn theo chiều dọc trong nước ở những vùng vĩ độ cao. Người ta thường hiểu nhầm rằng MOC bị yếu đi sẽ dẫn đến kỷ băng hà. Tuy nhiên, không có mô hình nào ủng hô cho suy đoán này (khi đưa các cưỡng bức khí hậu tương lai vào mô phỏng thực tế). Ngoài ra, trong các nghiên cứu mô hình lý tưởng trong đó MOC bị ngừng do một lượng lớn nước ngọt (không có biến đổi trong khí nhà kính), nhiệt độ bề mặt biến đổi không đúng với ý tưởng về việc MOC bị ngừng dẫn đến kỷ băng hà, mặc dù tác động lên khí hậu là rất lớn. Trong một so sánh lẫn nhau giữa 11 mô hình khí quyển-đại dương, MOC chỉ giảm 10-50% trong suốt thời gian 140 năm (khi lượng CO2 khí quyển tăng gấp 4), và không có mô hình nào cho kết quả là có vùng đất liền bị lạnh đi (vì sự ấm lên toàn cầu do CO2 mạnh hơn hiệu ứng làm lạnh do giảm MOC). Do có lượng nhiệt và muối lớn được lưu chuyển lên phía Bắc và do độ nhạy cảm với các dòng bề mặt, những biến đổi trong MOC có thể gây ra biến đổi khí hậu đột ngột với quy mô thời gian từ thập niên đến thế kỷ. Các nghiên cứu lý tưởng thông qua mô phỏng về hiện tại đã cho thấy rằng các mô hình có thể mô phỏng nhiều biến đổi đã ghi nhận được trong khí hậu cổ theo quy mô thời gian từ thập niên đến thế kỷ với cưỡng bức là các dòng nước ngọt trên bề mặt đại dương. Tuy nhiên, giữa các mô hình có sự khác biệt lớn về kết quả định lượng về phản ứng đối với thông số đầu vào là nước ngọt, buộc nhóm thực hiện CMIP và Dự án So sánh lẫn nhau trong Mô hình hóa Cổ khí hậu (PMIP) phải thiết kế và thực hiện một bộ các thí nghiệm kết hợp nhằm nghiên cứu vấn đề này. Ngoài lượng nước ngọt đầu vào, địa điểm tính toán cũng là rất quan trọng. Thiết kế thí nghiệm và xác định các cưỡng bức quá khứ thực cần cho thí nghiệm về phản ứng của mô hình với quy mô thời gian là từ thập niên đến thế kỷ là một công việc vẫn chưa được hoàn thành. Quy trình xác định các phản ứng của MOC đối với việc tăng khí nhà kính đã được một số mô hình nghiên cứu. trong nhiều mô hình, phản ứng ban đầu của MOC bị phụ thuộc hoàn toàn vào hiệu ứng nhiệt. Trong hầu hết các mô hình, phản ứng này được tăng cường bởi thay đổi trong độ muối do một số nguyên nhân trong đó có sự tăng cường vòng tuần hoàn thủy học. nước tan từ Mảng Băng Greenland là một nguồn nước ngọt tiềm ẩn quan trọng mà vẫn chưa được đưa vào mô hình do MMD lập nên. Các phản ứng phức tạp hơn, đi kèm với những thay đổi về gió và thủy học, cũng là rất quan trọng trong nhiều mô hình. Các phản ứng này bao gồm sự bất thường về dòng bề mặt cục bộ ở các vùng hình thành nước sâu, và các biến đổi liên đại dương do biến đổi trong lượng nước ngọt ở vùng Nam Đại Tây Dương và nhiệt đới. Vẫn chưa thể biết rõ về cường độ của các tác nhân khí hậu làm MOC yếu đi, cùng với các phản ứng và các tác nhân hồi phục kèm theo. Việc đánh giá các quy trình này trong các AOGCM bị hạn chế chủ yếu do thiếu quan sát, những cũng đã có một số tiến bộ sớm từ các nghiên cứu độc lập. các nghiên cứu so sánh lẫn nhau giữa các mô hình được phát triển nhằm xác định và hiểu nguyên nhân gây ra khoảng dao động lớn về phản ứng của MOC trong các mô hình ghép được sử dụng ở đây. 8.7.2.2. Các Biến đổi về Luân chuyển Nhiệt muối Đại dương và sự Sụp đổ Nhanh chóng của Mảng Băng Greenland và/hoặc Tây Nam cực Sự tăng dòng nước ngọt vào đại dương từ các mảng băng là một cưỡng bức tiềm ẩn đối với biến đổi khí hậu đột ngột. Đối với Nam cực ở khí hậu hiện tại, những dòng này phát sinh chủ yếu từ sự tan chảy ở bên dưới các dải băng và sự tan các tảng băng trôi trên đại dương; cả hai dòng đều có thể tăng lên đáng kể nếu khí hậu ấm hơn. Sự tan băng do hai nguyên nhân trên, tương đối đều nhau, hiện đang mạnh hơn dòng nước ngọt từ Mảng Băng Greenland. Nếu khí hậu ấm hơn, tốc độ tan mảng băng có thể tăng nhanh chóng và trở nên lớn hơn nhiều so với tốc độ tan băng trôi, vì tốc độ tan băng trôi sẽ giảm do các viền băng bị giảm và mỏng đi; sự tan chảy cơ bản ở băng bên dưới sẽ vãn nhỏ hơn vài bậc so với các dòng khác. Những biến đổi trong cưỡng bức bề mặt ở gần các vùng tạo nước sâu có thể là nguyên nhân lớn nhất gây ra biên đổi khí hậu nhanh chóng trong quy mô thời gian thập niên hay dài hơn do những thay đổi về xáo trộn và lưu chuyển trong đại dương. Nếu có những biến đổi lớn về lượng băng ở Greenland, có khả năng là lượng nước tan này sẽ làm ngọt nước bề mặt ở vùng vĩ độ cao của Bắc Đại Tây Dương, làm cho MOC chậm lại. Rind et al. (2001) tìm ra rằng các biến đổi trong tốc độ hình thành Nước Sâu Bắc Đại Tây Dương có thể dẫn đến biến đổi trong việc hình thành nước sâu quanh Nam cực. Phản ứng của MOC Đại Tây Dương đối với thay đổi ở Mảng Băng Nam cực chưa được hiểu biết rõ. Các thí nghiệm với mô hình đại dương cho thấy nếu thêm một lượng nước ngọt vào vùng đại dương phía nam thì MOC Đại TâyDương có thể chuyển từ trạng thái “ngừng” sang trạng thái như ngày nay. Tuy nhiên, thí nghiệm khác lại cho kết quả ngược lại, thêm nước ngọt lại làm yêu MOC, dẫn đến làm lạnh nước quanh Nam cực. Nói chung, có khả năng thay đổi nhanh trong các mảng băng dẫn đến biến đổi khí hậu đôt ngột, thể hiện ở biến đổi mực nước biển và biến đổi các dòng lưu chuyển. Mối liên quan của Mảng Băng Greenland với biến đổi khí hậu đột ngột rõ hơn là của Mảng Băng Nam cực. 8.7.2.3. Núi lửa Núi lửa tạo ra biến đổi khí hậu đột ngột ở quy mô thời gian ngắn. Hiệu ứng làm lạnh bề mặt của các aerosol bình lưu, tác nhân cưỡng bức khí hậu chính, bị giảm đi trong vòng 1 đến 3 năm sau khi núi lửa phun do vòng đời của các aerosol ngắn. Cũng có khả năng một núi lửa lớn hoặc một loạt núi lửa tạo ra được biến đổi khí hẩu đột ngột trong quy mô thời gian dài, đặc biệt là với các núi lửa ở vùng bán bề mặt của đại dương. Khả năng mô phỏng tác động của núi lửa phun đến biến đổi khí hậu của các mô hình về lý thuyết là tương tự như mô phỏng tác động của khí nhà kính đến biến đổi khí hậu. Tuy nhiên, các cơ chế liên quan đến trao đổi nhiệt giữa đại dương và khí quyển của cưonwgx bức núi lửa so với việc tăng khí nhà kính có thể khác nhau. 8.7.2.4. Tính bất ổn định của Methane Hydrate/Methane đóng băng vĩnh cửu Các methane hydrate được giữ dưới đáy biển dọc theo lục địa, tại đó các chất này được cố dịnh dứoi áp suất cao và nhiệt độ thấp, như vậy nếu đại dương ấm lên thì có thể gây ra mất ổn định hydrate và giải phóng methane vào khí quyển. Methane cũng được giữ trong đất ở những vùng đóng băng vĩnh cửu do đó sự ấm lên cũng làm tăng khả năng làm tan chảy những khu vực đóng băng và giải phóng methane. Khả năng giải phóng methane dược đánh giá trong chương 7. Mục này xem xét khả năng sự giải phóng methane này gây ra biến đổi khí hậu đột ngột. cả hai loại giải phóng trên đều tạo ra một ngưỡng tiềm ẩn đối với khí hậu. Khi khí hậu ấm lên, khả năng có một sự giải phóng bất ngờ dẫn đến làm cho hệ thống vượt ngưỡng cũng tăng lên. Do những thay đổi này dẫn đến thay đổi tong cưỡng bức bức xạ thông qua thay đổi lượng khí nhà kính, nên tác động khí hậu của những sự giải phóng này cũng tương tự như tăng tốc độ thay đổi cưỡng bức bức xạ. Do đó, khả năng mô phỏng của mô hình đối với loại tác động này cũng tương tự như với mô phỏng các biến đổi về khí nhà kính. 8.7.2.5. Sinh địa hóa học Có hai vấn đề về sinh địa hóa học cần quan tâm. Thứ nhất là những thay đổi trong sinh địa hóa học có dẫn đến biến đổi khí hậu đột ngột không? Thứ hai là, những biến đổi đột ngột trong MOC có dẫn đến ảnh hưởng đến cưỡng bức bức xạ thông phản ứng sinh địa hóa học không? Khả năng mô phỏng các biến đổi sinh địa hóa học của chúng ta vẫn chưa được tốt. Tiềm năng biến đổi khí hậu nằm trong lượng dự trữ carbon của các hệ tthống trên cạn. mặc dù vấn đề biến đổi khí hậu đột ngột trong các hệ thống khí hậu đã đuwojc quan tâm, nhưng đối với các hệ thống trên cạn thì vẫn chưa rõ ràng. Lí do là thiếu hiểu biết về các quá trình và có sự khác biệt về độ nhạy cảm của các hệ thống được mô phỏng trong các mô hình, trong đó các thay đổi về hệ thống vật lý làm ảnh hưởng đến các phản ứng sinh học. Có một số bằng chứng về đa trạng thái cân bằng trong hệ cây-đất-khí hậu. Trong đó có các nghiên cứu ở Bắc Phi và trung Đông Á. Những đánh giá sơ bộ này dùng các mô hình khí hậu vật lý tương đối đơn giản để chỉ ra khả năng có những thây đổi không thể đảo ngược trong hệ thống Trái đất, tuy nhiên cần có nghiên cứu rộng hơn để đánh giá độ tin cậy của các hiện tượng này. Chỉ có một vài nghiên cứu sơ bộ về tác động biến đổi khí hậu đột ngột như sự ngừng MOC đối với chu trình carbon. Kết quả của các nghiên cứu này cho thấy sự ngừng MOC có xu hướng làm tăng khí nhà kính. 8.8. Thể hiện Hệ thống Toàn cầu bằng các Mô hình Đơn giản hơn 8.8.1. Tại sao cần tính phức tạp thấp Trong lĩnh vực mô hình hóa, có một thang chia cấp độ phức tạp. Để đánh giá một mô hình, không nhất thiết phải xem xét độ phức tạp của nó mà quan trọng là phải xem mô hình đó giải quết được vấn đề gì phù hợp với độ phức tạp của nó và chất lượng mô phỏng. Những mô hình toàn diện nhất là các AOGCM. Đây là những mô hình được thiết kế để thể hiện một cách tốt nhất các hệ thống và động lực của chúng, phục vụ cho những nghiên cứu thực tế nhất. Điểm hạn chế chính của các mô hình này là chi phí tính toán cao. Hiện nay, trừ các mô hình được dùng cho một hệ thống máy tính phân phối ở phạm vi vô cùng lớn, như là dự báo khí hậu, thì chỉ có một số ít thí nghiệm có quy mô nhiều thạp niên được tến hành với AOGCM, gây cản trở cho sự tìm tòi có tính hệ thống đối với các điều chưa rõ trong mô phỏng biến đổi khí hậu và ngăn cản các nghiên cứu vè biến đổi khí hậu dài hạn. Ở đầu kia của thang cấp độ phức tạp là các mô hình khí hậu được gọi là đơn giản. Những mô hình khí hậu đơn giản tiên tiến nhất bao gồm các module cho phép tính toán theo một cách được thông số hóa cao về (1) lượng khí nhà kính trong khí quyển với một tương lai cho trước, (2) cưỡng bức bức xạ do phát thải khí nhà kính và các aerosol theo mô hình đề ra, (3) phản ứng của nhiệt độ bề mặt trung bình với cưỡng bức bức xạ mô phỏng và (4) sự dâng mực nước biển trung bình toàn cầu do tăng nhiệt độ nước biển và tan băng. Những mô hình này có hiệu quả về chi phí hơn là các AOGCM và có thể tận dụng để mô phỏng khí hậu tương lai theo các mức phát thải khí nhà kính khác nhau. Tính mờ từ các module có thể được nối lại, cho phép kết quả mô phỏng về mực nước biển được trình bày theo phân phối thống kê, một việc khó thực hiện bằng AOGCM vì quá tốn kém. Một đặc tính của các mô hình khí hậu đơn giản là độ nhạy cảm khí hậu và các đặc tính hệ thống phụ khác cần phải được xác định rõ dựa vào kết quả của AOGCM hoặc qua quan sát. Do đó, một mô hình đơn giản có thể được nâng cấp thành một AOGCM độc lập và được sử dụng làm công cụ để mở rộng kết quả. Các mô hình này chủ yếu đựoc dùng để kiểm tra các câu hỏi ở phạm vi toàn cầu. Để vượt qua khoảng cách giữa các AOGCM và mô hình đơn giản, người ta đã phát triển EMIC. Khoảng cách này là khá lứon, nên có một lượng lớn các EMIC. Thông thường, EMIC dùng một thành phần khí quyển đơn giản hóa và ghép với một OGCM hoặc các thành phần đại dương và khí quyển đơn giản hóa. Mức độ đơn giản hóa các thành phần trong các EMIC là khác nhau. EMIC (Mô hình Hệ thống Trái đất có độ Phức tạp Trung bình) là các mô hình có độ phân giải đã giảm bớt, tổng hợp hầu hết các quy trình có trong AOGCM, ở dạng được thông số hóa hơn. Chúng mô phỏng rõ ràng sự tương tác giữa các thành phần của hệ thống khí hậu. Tương tự như AOGCM, nhưng tương phản với mô hình đơn giản, số bậc tự do của EMIC nhiều số thông số có thể điều chỉnh đến vài bậc. Tuy nhiên, những mô hình này lại đủ đơn giản để có thể mô phỏng khí hậu trong vòng vài nghìn năm hoặc thậm chí cả chu kỳ băng hà (cỡ vài trăm nghìn năm), mặc dù không phải mọi EMIC đều phù hợp với mục đích này. Hơn nữa, như ác mô hình đơn giản, EMIC có thể tìm hiểu không gian thông số với độ hoàn thiện đến mức nào đó, vf do đó phù hợp để đánh giá tính mờ. EMIC còn có thể được sử dụng để xác định khoảng trống giai đoạn của khí hậu hay lịch sử khí hậu để xcs định các khoảng ngắt thời gian, cung cấp thêm hướng dẫn để nghiên cứu kỹ hơn bằng AOGCM. Ngoài ra, EMIC là một công cụ vô giá để hiểu về các quá trình và phản ứng quy mô lớn trong hệ thống khí hậu. tất nhiên là nếu áp dụng EMIC cho nghiên cứu có độ phân giải không gian và thời gian cao thì sẽ là không thích hợp. Ở phạmi vi rộng, hầu hết các EMIC cho kết quả tuơng đối tốt so với quan sát hoặc so với AOGCM. Do đó, có thể thấy rõ là có lợi nếu có một phạm vi rộng các mô hình với độ phức tạp khác nhau. 8.8.2. Mô hình khí hậu đơn giản Trong TAR, mô hình đơn giản được dùng để mô phỏng khí hậu tương lai và so sánh với các AOGCM tân tiến, cho phép nghiên cứu nhiệt độ và mực nước biển theo nhiều bối cảnh. Mô hình này là bản cập nhật của Mô hình Đánh giá Biến đổi Khí hậu Do Khí nhà kính. Mô hình đơn giản này được nâng cấp dựa trên kết quả của 19 AOGCM. Kết quả mô phỏng đạt được là khá khác biệt do nhiều nguyên nhân, ví dụ như sử dụng phương pháp khác nhau. 8.8.3. Mô hình Hệ thống Trái đất có độ Phức tạp Trung bình EMIC có thể được coi là một vector 3 chiều, số các thành phần tương tác trong hệ khí hậu mà mô hình thể hiện, số quá trình được mô phỏng và các chi tiết mô tả. Có một phạm vi rộng lớn các EMIC, với quy mô khác nhau. Một số EMIC có số qú trình và chi tiết giảm bớt để mô phỏng phản ứng giữa các thành phần của hệ thống khí hậu. Một số khác lại giảm bớt số thành phần tương tác, được dùng trong các thí nghiệm về tính biến thiên của khí hậu. Khoảng cách giữa những EMIC phức tạp nhất với các AOGCM là không quá lớn. Thức chất thì những EMIC này cũng bắt nguồn từ các AOGCM. Trong khí đó, EMIC lại khá khác biệt so với mô hình đơn giản, ví dụ như EMIC có thể thể hiện các cấu trúc địa chất lớn của Trái đất, còn mô hình đơn giản thì không. Kể từ TAR, EMIC được sử dụng chủ yếu để nghiên cứu biến đổi khí hậu trong quá khứ và tương lai. Đã có nhiều nỗ lực đánh giá các mô hình này thông qua so sánh lẫn nhau.