Giáo trình DỰ BÁO THỦY VĂN BIỂN - Chương 9 docx

CHƯƠNG 9 - DỰ BÁO DÀI HẠN CÁC YẾU TỐ THỦY VĂN BIỂN
9.1. NHỮNG ĐẶC ĐIỂM CỦA CÁC DỰ BÁO THỦY VĂN DÀI HẠN
hững dự báo thủy văn dài hạn có thời gian báo trước từ một đến sáu tháng,
những dự báo siêu dài hạn - từ sáu tháng đến một năm và thậm chí vài năm.
hi lập dự báo, tuỳ thuộc vào thời gian báo trước của dự báo người ta chọn
những yếu tố tiên lượng do ảnh hưởng của chúng mà đại lượng được dự báo biến
đổi.
ệc xây dựng những phương pháp dự báo ngắn hạn và dài hạn có những hì
nh
thức khác nhau về nguyên tắc. Những biến đổi ngắn hạn của các yếu tố chế độ biển
hoàn toàn được quy định bởi tác động của các yếu tố khí tượng, trong đó phản ứng
của các yếu tố thủy văn đối với tác động của các yếu tố khí tượng có tính chất
đồng thời hoặc với một khoảng trễ nào đó. Vì vậy những dự báo thủy văn biển
ngắn hạn hoàn toàn dựa trên n
hững dự báo khí tượng.
Với dự ết tính tới
những dao động chu kỳ dài của các yếu tố chế độ biển.
ượng một thời gian dài.
ền xuống toàn bộ lớp hoạt
động
động của biển là hoàn lưu khí quyển.
Tác động của hoàn lưu sẽ khác nhau tuỳ
thuộc vào
N
K
Vi
báo dài hạn và siêu dài hạn vấn đề sẽ khác. Ở đây trước h
Biển hấp thụ và tích tụ năng lượng mặt trời, g
iữ năng l
Nhờ xáo trộn thẳng đứng, năng lượng mặt trời đư

ợc truy
của biển, khi có các dòng chảy ổn định năng lượng được vận chuyển từ vùng
biển này sang vùng biển khác, đôi khi từ biển này sang biển khác.
Tuy nhiên, ngoài những quá trình diễn ra trong chính lớp hoạt động của biển,
một nhân tố bên ngoài quan trọng gây nên độ biến động nhiệt và động học của lớp
hoạt
trạng thái biển và bản thân khí quyển vào thời điểm lập dự báo. Vì vậy
trong các dự báo thủy văn dài hạn cần chú ý tới việc xác định những điều kiện ban
đầu tồn tại trong một thời kỳ dài trước dự báo. Trong các mối phụ thuộc dự báo,
ảnh hưởng của hoàn lưu khí quyển đư
ợc kể tới không chỉ tại khoảng thời gian
trước dự báo mà cả trong thời gian dự báo. Và điều này đòi hỏi phải có dự báo khí
tượng.
Những mối phụ thuộc dự báo được xây dựng tuân theo những nguyên tắc như
vậy sẽ có độ đảm bảo cao, nhưng khi sử dụng chúng trong dự báo thực tế cần phải
có dự báo thời tiết với độ xác thực cao
.
Một hướng các công trình nghiên cứu xây dựng các phương pháp dự báo biển
bỏ qua dự báo khí tượng, chú ý tới độ biến động của các yếu tố quyết định và khả
năng biến đổi của chúng trong tương lai [6,8]. Cơ sở của những nghiên cứu này là

86
sự tính tới tín
h kế thừa, tính có quán tính và các đặc điểm khác trong sự phát triển
của c
G QUAN NHỮNG PHƯƠNG PHÁP DỰ BÁO DÀI HẠN NHIỆT ĐỘ VÀ CẤU TRÚC NHIỆT
L
iên
theo hướng này thuộc về J. Ađem [1].
Mô hì ớp

dưới n
, các
nhân ùng
dự b c phương án riêng biệt như: chỉ tính tới xáo
trộn theo ph i dòng nhiệt đến từ khí quyển; tính tới vận
chuy
Khí tượng Thuỷ văn Liên bang Nga đã xây dựng và triển
dựa a Kalatxki [10,11] mô tả cân bằng nhiệt của lớp mặt
tự đồng nhất
ác quá t
rình khí tượng và thủy văn.
Tóm tại những quy luật cơ bản sử dụng trong dự báo biển dài hạn gồm:
1) Tính kế thừa trong sự phát triển của các quá trình khí tượng thủy văn.
2) Quán tính của các quá trình.
3) Phát hiện những sự giống nhau trong sự phát triển của các quá trình (chọn
những loại suy).
9.2. TỔN
ỚP GẦN MẶT Ở ĐẠI DƯƠNG
9.2.1. Các phương pháp thuỷ động lực học
Việc xây dựng các phương pháp dự báo dài hạn nhiệt độ nước trên cơ sở các
mô hình thủy nhiệt động lực liên quan tới rất nhiều khó khăn, trong đó đáng kể
nhất là sự thiếu vắng những dự báo khí tượng dài hạn tin cậy và việc tính tới các
nhân tố bình lưu.
a) Một trong những thử nghiệm đầu t
nh dự báo của ông đã mô tả cân bằng nhiệt trong lớp mặt đại dương và l
cùng 10km
của khí quyển, trong đó tính tới lượng nhiệt đến từ khí quyể
tố bình lưu và xáo trộn rối theo phương ngang. Tuỳ thuộc vào đặc điểm v
áo tác giả này đã thử nghiệm cá
ương ngang; chỉ tính tớ

ển nhiệt theo phương ngang và
thẳng đứng.
b) Tại Trung tâm
khai nghiệp vụ phương pháp dự báo dài hạn nhiệt độ và độ dày lớp tự đồng nhất
theo mô hình tích phân củ
ha
QQQ
t
h −+=
∂
0
,
trong đó
−h độ dày lớp tự đồng nhất, −
T∂
T
nhiệt độ, −
0
Q cân bằng nhiệt mặt đại
dương,
−
h
Q dòng nhiệt qua biên dưới của lớp tựa đồng nhất,

−









∂
∂
+
∂
∂
+
∂
∂
h
a
dz
z
T
w
y
T
v
x
T
u
0
bình lưu nhiệt trong lớp tựa đồng nhất.
Để khép kín hệ phương trình thường người ta sử dụng phương trình cân bằng
động năng rối dưới dạng tích phân hay vi phân và một số giả thiết khác liên quan
tới các dòng nhiệt tại biên dưới của lớp tựa đồng nhất
h
Q .

Mô hình mô tả trên đây đã được sử dụng để l
=Q
ập dự báo cả ngắn hạn và
dài hạn
về nhiệt độ mặt biển, độ dày lớp tựa đồng nhất gần mặt. Người ta cũng đã dùng mô
hình này có thể khôi phục lại những đặc trưng của nêm nhiệt mùa nhờ giả thiết về

87
tính tự m
ô hình của profil nhiệt độ trong nêm nhiệt mùa.
9.2.2. Các phương pháp thống kê vật lý
Các phương pháp thống kê vật lý dự báo dài ạn nhiệt độ nước dựa trên việc
tính tới tác động động lực và nhiệt của khí quyển đối với đại dương. Nhiều công
hư iả
vùng
lớn hơn và trong đó thì các quá trình mùa đông có tính áp đảo nhất. Với tư cách là
đặc trưng của ho
àn lưu khí ỉ số phản ánh
cường độ hoạt động xoáy thuận và xoáy nghịch (mục 3.1 chương 3).
ệt độ không khí tại
Nam
Gr
rằng các dị thường nhiệt
độ nướ ủa trao đổi dị thường giữa biển và khí
quyể ưu nhiệt do dòng chảy
biển,
ựa tr
ên giả
thiết
ỡ lớn, tức quá trình được lấy trung bình trên quy mô rộng theo

khôn
an. Một
khi hàm
c tế nếu chuỗi quan trắc đủ dài chúng ta có thể kiểm t
ra sự ổn định
của hàm tương quan bằng cách tính hàm này trong những đoạn quan trắc và so
sánh
h
trình theo ớng này [6,8] căn cứ vào g thiết của N. A. Belinsky rằng nhiệt độ
nước tại nào đó chịu ảnh hưởng của hoàn lưu khí quyển trên một miền rộng
quyển Belinsky đề nghị sử dụng các ch
Belinsky đã xây dựng phương pháp dự báo nhiệt độ nước vào mùa ấm cho
nhiều vùng thuộc Bắc Đại Tây Dương. Những yếu tố tiên lượng được dùng là các
chỉ số Belinsky trong mùa lạnh trên Bắc Đại Tây Dương và nhi
inlan.
Các công trình của V. F. Sapkin và M. G. Glagoleva sử dụng phương pháp
khai triển trường thành chuỗi các hàm trực giao tự nhiên. Khi xét các dị thường
trung bình tháng của các yếu tố thủy văn, các tác giả cho
c được hình thành dưới tác động c
n, đặc trưng bởi dị thường nhiệt độ không khí và bình l
và những yếu tố nà
y bị quy định gián tiếp bởi dị thường của áp suất khí
quyển. Về sau này người ta còn xét thêm độ mây do dữ liệu vệ tinh cung cấp để
tính tới một cách kỹ hơn sự trao đổi nhiệt giữa biển và khí quyển.
9.3. PHƯƠNG PHÁP NGOẠI SUY TỐI ƯU ÁP DỤNG VÀO DỰ BÁO DÀI HẠN CÁC QUÁ TRÌNH
THỦY VĂN
Phương pháp này, còn gọi là phương pháp thống kê động lực, d
về sự tồn tại những quy luật nội tại trong sự biến thiên thời gian của các quá
trình khí tượng, thủy văn vĩ mô [4].
Tư tưởng của phương pháp do Iu. M. Alekhin đề xướng nhằm đối tượng là

những quá trình c
g gian hoặc (và) theo thời gian để đảm bảo nó là hệ quả của nhiều nguyên
nhân, trong đó các nguyên nhân cùng có ảnh hưởng đều như nhau, không trội hẳn
so với nh
au. Những nguyên nhân này về phần mình lại là hệ quả của hàng loạt các
quá trình khác, tức có sơ đồ hình cây của các nguyên nhân tác động tới yếu tố
chúng ta cần dự báo. Biến động nhiều hướng của vô số những nguyên nhân ấy thiết
lập trong yếu tố dự báo một chế độ dao động ổn định trong thời gian, đặc trưng bởi
tính liên hệ nội tại giữa những giá trị của nó t
rong tiền sử, hiện tại và tương lai.
Tính liên hệ nội tại này thể hiện ở sự ổn định của hàm tự tương qu
tương quan của yếu tố ổn định, có thể ngoại suy yếu tố đó một cách tin cậy.
Trong thự
với nhau. Vì vậy, với yếu tố khí tượng hải văn lấy trung bình theo tháng, mùa
hoặc năm, hoặc những đặc trưng trung bình của cả một vùng biển, của một mặt cắt

88
với h
àm tương quan ổn định đều có thể sử dụng phương pháp dự báo này. Xét theo
nghĩa đó phương pháp dự báo chúng ta đang nghiên cứu có tính vạn năng, nghĩa là
nó có thể sử dụng để dự báo nhiều yếu tố tự nhiên quy mô lớn.
Giá trị dự báo
t
q (là giá trị quy chuẩn theo trị số trung bình của đại lượng cần
dự báo
Q ) có thể được biểu diễn dưới dạng một quan hệ tuyến tính với các giá trị
đã biết của nó ở những thời điểm trước bằng phương trình
1,12,1,

+−−−−−

+++=
θθ
mtmmtmmtmt
qKqKqKq
, (9.1)
trong đó
−m
thời gian báo trước của dự báo, gọi tắt là thời hạn dự báo, ,2 ,1=m ;
−
θ
số lượng các giá trị đã biết của đại lượng q được dùng trong phương trình dự
báo.
Những hệ số ngoại suy tuyến tính , , ,
,2,1,
θ
mmm
KKK ứng với một giá trị xác
định của
m
, làm thành hàm các hệ số ngoại suy tuyến tính
m
K , được xác định thực
nghiệm từ quan trắc thực tế. Người ta thường sử dụng phương pháp bình phương
nhỏ nhất để xác định những trị số của hàm
m
K . Theo phương pháp này, những trị
số
im
K
,

,
θ
, ,2 ,1=i , được xác định sao cho tổng của các bình phương của sai số
ngoại suy theo công thức (9.1) so với các quan trắc thực tế đạt cực tiểu, tức là
()

=
+−−−−−
=−−−−
θθ
N
t
mtmmtmmtmt
qKqKqKq
1
2
1,12,1,
min , (9.2)
với
−N
tổng số các quan trắc về đại lượng Q .
−
θ
Khảo sát điều kiện cực trị của (9.2
) sẽ dẫn tới một hệ phư
tí
(9.3
)
tu
y

ơng trình chuẩn tắc
sau
đây để nh những trị số của hàm
m
K :
,
1,12,01, −
=+++
θθ
mmm
rrKrKrK
.
,
1
12,02,11, +−
=+++
θθ
mmmm
m
rrKrKrK


0,22,11, −+−−
=+++
θθθθ
mmmm
rrKrKrK
Thấy rằng việc xác định các trị số của hàm các hệ số ngoại suy tuyến tính
m
K

quy về việc giải hệ các phương trình đại số ến tính gồm
θ
phương trình với
θ

ẩn Vớ
m
khác nhau, các hệ phương trình ấy sẽ chỉ khác nhau ở những
số hạng tự do vế phải.
số. i những
Như vậy các bước tính toán để thực hiện mô hình dự báo bao
a) Thiết lập chuỗi thời gian những giá trị quan trắc của đại lượng quy
n t
b) Tính các g
iá trị của hàm tự tương quan chuẩn hoá theo công thức
gồm:

q
chuẩ heo trị số trung bình của chuỗi

=−=
N
t
iii
NiQQq ; , ,2 ,1 ,
=1

89
()
()

1 , ,1 ,0 ,
2
1
2
1
−+==


=
−
=
−
=
+
θ
mk
qq
qq
r
N
kj
j
kN
i
i
kN
i
kii
k
;

ộc
d
ấy rằng ứng với số lượng
c) Giải hệ phương trình chuẩn tắc (9.3) bằng một phương pháp quen thu
trong phương pháp tính như phương pháp Gauxơ hoặc phương pháp lặp Seiđen.
Kinh nghiệm ự báo các quá trình tự nhiên quy mô lớn bằng phương pháp
ngoại suy tối ưu cho th
θ
các số hạng ở vế phải của (9.1)
khác ộc vào cấu
trúc rị
nhau sẽ cho hiệu quả dự báo khác nhau. Người ta cho rằng, tuỳ thu
biến động dao động của mỗi quá trình dự báo mà tồn tại những giá t
θ
tối ưu
làm
y vào các quá trình trong thuỷ văn và hải
dương học đã chú ý khảo sát nhằm xác định giá tr ối ưu của
cho dự báo quá trình đó đạt hiệu quả cao nhất. Tác giả của phương pháp và
nhiều người áp dụng phương pháp nà
ị t
θ

oả
đối với từ yếu tố
dự báo cụ thể và tìm được những giá trị tối ưu n trong kh ng từ 8 đế bước
thời gian (tháng hoặc năm, tuỳ thuộc độ gián đoạn quan trắc hay quy mô lấy trung
bình
Phương pháp thống kê động lực đã được dùng để dự báo giá trị trung bình
tháng, trung bình mùa và năm của nhiệt độ nước Bắc Đại Tâ ương.

9.4. NHỮNG GIẢ THIẾT CƠ BẢN LÀM CƠ SỞ CỦA DỰ BÁO SIÊU HẠN
ng
nguy
ắ
ơng lên thủy vực Bắc Băng Dương làm
cho băng ở đó sẽ
tan nhi
ặt khác, sự
th
eo các dòng hải lưu
ậy phá vỡ trạng thái
nhiệt
ng
n 40ằm
các đại lượng).
y D
Những dự báo siêu dài hạn chủ yếu có tính chất định tính
. Thực tế tồn tại
những dao động về độ đóng băng biển, nhiệt độ nước ở các mặt cắt chuẩn, mực
nước và những yếu tố khác đã hướng các nhà nghiên cứu tới việc tìm nhữ
ên nhân của chúng và thử nghiệm xây dựng những phương pháp dự báo với
thời gian báo trước rất lớn.
Các công trình của Vi
ze chỉ ra rằng nguyên nhân chủ yếu của những biến
động về độ dày thảm băng trên các biển thuộc Bắc Băng Dương là do dao động của
cường độ hoàn lưu chung của khí quyển.
Suleikin xây dựng sơ đồ về hệ tự dao động của thủy vực B c Băng Dương và
Bắc Đại Tây Dương. Ông cho rằng giả sử do một nguyên nhân nào đó nhiệt độ
nước trong dòng hải lưu Bắc Đại T
ây Dương tăng lên. Do sự vận chuyển nhiệt rất

mạnh bởi nước Đại Tây Dư
ều. Về phía mình, sự tăng cường tan băng có ảnh hưởng hai mặt tới chế độ
nhiệt của nước: một mặt, do giảm độ dày và diện tích thảm băng sẽ làm tăng cường
sự trao đổi nh
iệt với không khí bên trên và nước bị lạnh đi mạnh hơn; m
tăng cường tan băng làm tăng lượng nước và băng trôi đi
lạnh Labrađo và Đông Grinlan về Đại Tây Dương. Chính vì v
của nước ở vùng Niu-Phơnlen, nơi xảy ra sự trộn lẫn các dòng hải lưu nóng
và hải lưu lạnh, có nghĩa là nhiệt độ nước tro
ng các tia của hải lưu Bắc Đại Tây
Dương phải giảm xuống. Sự giảm nhiệt độ trong dòng hải lưu nóng này và ở những
đoạn kéo dài của nó (gồm các dòng hải lưu Tây Spitxbergen và Norđcap) nhất thiết

90
sẽ dẫn tới làm
giảm sự tan băng ở Bắc Băng Dương. Điều đó có nghĩa rằng nhiều
lượn
a d
òng hải lưu nóng. Sau đó toàn bộ chu
trình
ự
phân
g nước lạnh hơn sẽ được giữ lại dưới thảm băng, giảm số lượng núi băng trôi
và băng trôi chuyển xuống phía
Đại Tây Dương. Tất cả các quá trình đó dẫn tới sự
tăng nhiệt độ nước, thoạt đầu trong dòng hải lưu La
brađo và sau đó ở vùng Niu-
Phơnlen và cuối cùng ở trong các tia củ
biến đổi nhiệt độ bắt đầu lặp lại. Người ta theo dõi thấy rằng chu kỳ của
những dao động này bằng 3,5 năm.

Giả thiết của Suleikin về các
quá trình tự dao động có thể là cơ sở
để xây dựng phương pháp dự báo
siêu dài hạn đối với những hiện
tượng nhiệt trong hệ thống Bắc Băng
Dương và Bắc Đại Tây Dương (
hình
9.1).
A. I. Đuvanhin xét mối liên hệ giữa sự
phân bố các dị thường nhiệt độ nước và
những dao động trong cường độ vận chuyển
khí quyển trên địa phận Bắc Đại Tây
Dương. Thấy rằng, ứng với trường hợp tăng
cường vận chuyển từ hướng tây trong khí
quyển người ta quan
sát thấy những dị
thường dương của nhiệt độ nước trong vùng
các dòng hải lưu nóng và những dị thường
âm trong vùng các dòng hải lưu lạnh. S
bố ngược lại về dấu của các dị thường
nhiệt độ nước đặc trưng cho trường hợp
giảm cường độ vận chuyển từ hướng tây
trong khí tuyển. Trên cơ sở đặc điểm

Hình 9.1. Hệ tự giao động Bắc Băng Dương và
Bắc Đại Tây Dương
lưu khép kín của ở Bắc Đại Tây Dương sự
i thực hiện phân tích phổ những số liệu quan
ao động mực nước và nhiệt độ ở những vùng đại dương khác nhau Đuvanhin
đã xá và 5 năm.

xuất hiện của những dị thường cỡ lớn trong
u nước dị thường ở vù
ng đông phần xích đạo
ậu dịch đông nam suy yếu,
lượng nước xích đạo ấm do nhánh phía nam
a xuống đến khoảng 15°S dọc bờ Nam Mỹ, ở
òng El-N
ino. Sự xâm nhập mạnh mẽ đó của
c điều kiện hải dương và khí tượng tại các
ững hiện tượng như huỷ diệt nhiều giống cá
g vùng.
ế kỷ 20 dòng hải lưu El-Nino phát triển hoàn
ăm h
này người ta kết luận rằng trong hoàn
vận c
huyển nhiệt có bản chất sóng. Kh
trắc d
c định được các chu kỳ bằng 2,5
J. Bierknes nêu lên nguyên nhân
đại dương thông qua thí dụ về hoàn lư
Thái Bình Dương gọi là hiện tượng E
l-Nino. Khi gió m
sẽ xuất hiện một sự gia tăng dị thường
của hải lưu nghịch nội tín phong đưa x
đoạn này dòng hải lưu được gọi là d
nước ấm sẽ làm
thay đổi đột ngột cá
vùng gần bờ Pêru và Chilê, dẫn tới nh
ưa lạnh, gây mưa và bão khốc liệt tron
Bierknes nhận thấy rằng trong th

toàn ba lần vào thời kỳ mùa hè các n
1925-1926, 1940-1941, 1957-1958. Ản

91
hưởng của dòng hải lưu E
l-Nino tác độ
ở phần Bắc Thái Bình Dương mà cả ở
mạnh mẽ của dòng hải lưu này vào nh
ng lên hoàn ng những chỉ
Bắc Đại Tây Dương. Thí dụ, sự phát triển
ững năm 1957-1958 (mùa đông) đã gây ra sự
ưởng ngược lại của các dị thường
đại d
ưu đới, nhưng do trao đổi rối
giữa
ự kh
ác biệt về nhiệt độ giữa vùng cực và vùng
xích

có í
g áp suất di chuyển qua với chu kỳ 18 năm, tương tự chu kỳ cá
c
sóng
lưu khí quyển khô
giảm mạnh các gió tây ở Đại Tây Dương và dịch chuyển tâm áp thấp Aixơlen từ
đảo Aixơlen tới phía Bắc Nauy.
Như vậy những dị thường lớn của nước biển gây bởi quá trình khí quyển ở
vùng xích đạo của đại dương thế giới v
à sự ảnh h
ương này lên hoàn lưu khí quyển phải là cơ sở để nghiên cứu độ biến động và

dự báo các yếu tố khí tượng thủy văn trên những vùng không gian lớn (xem [13]).
Trong nhiều năm gần đây một số nhà khoa học ch
ú ý tới việc nghiên cứu chu
trình hai năm của các yếu tố khí tượng thủy văn nhằm mục đích xây dựng những
phương pháp dự báo với thời gian báo trước lớn. Lần đầu tiên biến nhịp hai năm
trong các hiện tượng khí tượng đã được nhận thấy trong các công trình của Cleiton
và Voencop. Sau đó các công trình của Meinarđux và Lexgaft xét chu trình hai
năm trong biến trình nhiệt độ nước đại dương. Lexgaft nhận xét rằng građien kinh
hướng lớn của n
hiệt độ nước gây ra sự gia tăng hoàn l
các vĩ độ nên hiệu nhiệt độ giảm xuống và do đó hoàn lưu yếu đi. Sự tăng
nhiệt độ nước trong hệ thống dòng hải lưu Gơnxtrim gây bởi sự phát triển đặc biệt
mạnh của các dòng không khí từ hướng tây nam trong khí quyển sẽ dẫn tới sự suy
yếu các dòng hải lưu, và do đó, tới sự giảm n
hiệt độ nước trong hệ thống dòng hải
lưu Gơnxtrim.
Sự giảm nhiệt độ nước ở Bắc Băng Dương, liên quan với sự phát triển yếu của
Gơnxtrim, chắc chắn sẽ làm tăng s
đạo. Điều này về phần mình sẽ làm tăng độ sâu của áp thấp cực thống trị ở
các lớp trên của
khí quyển, do đó, sẽ kéo theo sự tăng áp suất ở nhiệt đới. Áp suất
tăng cao ở vùng nhiệt đới cần kéo theo sự gia tăng dòng không khí tây nam và
cường hoá Gơnxtrim. Như vậy hình thành một hệ kín. Lexgaft nhận xét rằng có thể
nhiều sai khác với chu kỳ hai năm, nhưng nói chung có biểu hiện chu kỳ hai
năm .
Ngoài chu kỳ hai năm, trong biến thiên nhiều năm của độ đó
ng băng, nhiệt độ
và mực nước biển, người ta cũng tìm thấy những chu kỳ dài hơn. Thí dụ,
Meinarđux đã xác định được rằng trung bình cách nhau 4-5 năm lượng băng và thời
gian kéo dài mùa băng ở vùng Aixơlen lại đạt cực đại. Khi phân tích các dao động

độ băng ở các biển Carxơ, Laptev, Đông Xibiri và Trucốt, Vize đã phát hiện tính
tuần tự dạng sóng trong sự lan truyền các đỉnh độ đóng băng với khoảng trễ pha ở
mỗi biển liên tiếp nhau bằng 2-3 năm.
Để giải thích hiện tượng này Vize đã đưa ra
giả thiết sau: sự lặp lại của các đỉnh dao động độ đóng băng là hậu quả của sự di
chuyển xoay tròn của sóng áp suất quanh cực. Ở vùng áp suất cao trên Bắc Băng
Dương các són
thủy triều thiên văn ở đại dương. Sóng áp suất di chuyển từ tây sang đông.
Kết quả là tuần tự tăng cường và di chuyển bốn nhánh chính của cao áp cực -
Grinlen, Taimư, Đông Xibiri và Canađa. Như vậy chu kỳ toàn phần của sóng quanh
cực đã dẫn tới sự lặp lại bốn lần của nhánh được cường hoá của xoáy nghịch cực ở

92
mỗi vùng, dẫn tới c
hu kỳ lặp lại của tình huống điều kiện áp suất trung bình bằng
4-5 năm.
Giả thiết về ảnh hưởng của các nhân tố vũ trụ - địa vật lý tới các quá trình khí
tượng thủy văn đã được đề xướng trong các công trình của các nhà khoa học như I.
V. M
hận thời kỳ ấm dần của Bắc Cực.
axim
ov và N. P. Xmirnov. Phân tích điều hoà đã cho phép xác định trong
nhiều chuỗi quan trắc về nhiệt độ nước tồn tại n
hững chu trình 6−7, 11 và 18−19
năm. Người ta giải thích rằng chu kỳ 6−7 năm gây bởi các dao động trục quay trái
đất, chu kỳ 11 năm liên quan tới hoạt độ mặt trời, chu kỳ 18−19 năm liên quan tới
thủy triều mặt trăng - mặt trời chu kỳ dài. Trên cơ sở những phát hiện này đã xây
dựng phương pháp thành phần - điều hoà để dự báo nhiệt độ nước.
I. V. Maximop đã tính những dao động độ đóng băng của các b
iển Bắc Băng

Dương, nhiệt độ nước và mực nước gây bởi tác động của những nhân tố bên ngoài
nguồn gốc vũ trụ và địa vật lý như triều cực, hoạt độ mặt trời, triều độ nghiêng
mặt trăng chu kỳ dài và biến thiên tốc độ quay của trái đất.
Trên hình 9.2 biểu thị những dao động độ đóng băng ở Bắc Đại Tâ
y Dương do
Maximov tính (lấy theo [12]). Sự chồng lên nhau của các đỉnh đã tạo nên những
thời kỳ giảm mạnh độ đóng băng vào những năm 1900-1940. Độ băng cực tiểu tính
toán đạt vào những năm 1930-1950. Những số liệu quan trắc nhiệt và chế độ băng
đang ghi n

40
0
-40
40
0
-40
1
2
3
80
0
-80
1840
1800
1
760
1920
1960
2000
1880

à
siêu dài hạn cần phải nghiên cứu sự
biến n của các yếu tố chế độ biển và tìm ra những nguyên nhân gây nên những
biến động. Ở đây cần nhấn mạnh quan điểm tính tới toàn bộ tập hợp những nhân tố
tác động và sự thay đổi vai trò của chúng trong thời gian.


Hình 9.2. Những dao động nhiều năm của độ đóng băng do: 1) chu kỳ của
hoạt độ mặt trời (80 năm); 2) biến thiên tốc độ quay của trái đất với chu kỳ
240 năm; 3) dao động tổng cộng của độ đóng băng

Như vậy, để lập những dự báo dài hạn v
thiê

93

TÀI LIỆU THAM KHẢO








94

95


The Text−book “Marine hydrological prognoses” is intended for supplying students −oceanographers
with the basic knowledges on the concepts and principles of the formation of prognoses for different
parameters of hydrological regime of the seas and oceans.
The introduction and chapter 1 point out the main duties and the importance of the hydrological
information services to the economical activities, outline the data sources from which oceanographer can
collect when forming information service materials and making prognoses. Here described also the content
and features of each type of data sources in the sense of making use of data for the formation of forecasting
methods.
Chapter 2 presents the physical principles and common methods of creation of forecasting models.
The procedure of regression analysis as leading tool in obtaining prognosis equations is delt with in detail.
The last part of the chapter 2 describs the ways to estimate the quality of prognosis methods.
As a large number of prognosis schemes for marine hydrological paraneters is based on the
atmosphere
−ocean interaction, chapters 3 to 4 describe the methods of taking into account the atmospheric
circulation, the feature of the air pressure fields, the wind fields and the components of heat balances.
Chapters 5 to 8 are delivered to review of concrete methods widely used for forecasting dynamical
parameters and the water temperature.
Some examples of long
−term prognoses and the hypotheses and findings by famous scientists on the
oscillation changes of atmosphere
−ocean system as the basis of superlong−term forecasting are presented in
chapter 9.
This text
−book was prepared based on the text−book of the same name by K. I. Kydriavaia, E. I.
Seriakov and L. I. Scriptunova (1974) and the handbook “Guide to the marine hydrological prognoses”
(1994) by Hydrometeorological research institute of Russian Federation.