8.1. NHỮNG NGUYÊN NHÂN GÂY NÊN BIẾN ĐỔI NHIỆT ĐỘ NƯỚC
Những biến đổi ngắn hạn của nhiệt độ nước ở biển thường do những nguyên nhân: - Dòng nhiệt qua mặt biển. Quá trình này đôi khi đóng vai trò chủ yếu, đặc biệt khi sự chênh lệch giữa nhiệt độ nước và nhiệt độ không khí lớn. Các phương pháp xác định các hợp phần của dòng nhiệt này đã được xét trong mục 4.2 của chương 4.
- Vận chuyển nhiệt do dòng chảy sẽ đóng góp phần đáng kể làm biến thiến nhiệt độ của một vùng biển nếu vùng này nằm trong miền hoạt động của các dòng hải lưu mạnh, ở những nơi giao lưu giữa các dòng hải lưu nóng và hải lưu lạnh, ở những đới front thủy văn với hiệu nhiệt độ của các khối nước lớn.
- Những hiện tượng triều lên, triều xuống ảnh hưởng tới biến đổi nhiệt độ nước vùng đang xét thông qua việc vận chuyển nước với nhiệt độ khác nhau giữa vùng khơi và vùng bờ, giữa các đoạn bờ..
- Các quá trình rối và xáo trộn đối lưu có khả năng san bằng nhiệt độ nước ở lớp gần mặt đại dương. Quá trình này đặc biệt mạnh vào thời kỳ thu đông tại các vùng biển thuộc vĩ độ trung bình và vĩ độ cao. Mùa hè, khi nước biển phân tầng mạnh theo phương thẳng đứng và xuất hiện lớp đột biến nhiệt độ thì sự xáo trộn đối lưu ít xuất hiện. vai trò san bằng nhiệt độ trong lớp mặt tựa đồng nhất chủ yếu do tác động cơ học của gió và sóng. Ngoài nguyên nhân xáo trộn gió gây biến đổi vị trí lớp đột biến nhiệt độ, dòng chảy đóng vai trò lớn trong những trường hợp như: tại vùng phân kỳ dòng chảy lớp đột biến nhiệt độ nước nằm gần mặt, còn tại vùng hội tụ dòng chảy thì độ sâu lớp đột biến nhiệt độ tăng lên. Trong hệ dòng chảy xoáy nghịch, độ sâu đột biến nhiệt độ chìm sâu xuống, còn trong hệ xoáy thuận, lớp này có xu hướng nâng lên phía mặt biển. Có những quan trắc xác nhận rằng khi có bão đi trên Thái Bình Dương thì độ sâu lớp đột biến nhiệt độ giảm, có khi lớp này nâng lên đến tận mặt biển.
Thành phần thẳng đứng của dòng chảy tuy nhỏ nhưng có vai trò đáng kể trong biến đổi nhiệt độ nước, vì trong nước biển građien nhiệt độ theo chiều thẳng đứng khá lớn.
8.2. DỰ BÁO NHIỆT ĐỘ NƯỚC LỚP MẶT THEO GIÓ
Trong trường hợp này người ta giả thiết rằng nguyên nhân làm biến đổi nhiệt độ nước là hiện tượng dâng rút nước trong gió. Ở các vùng bờ thẳng đứng vùng vĩ độ trung bình, mùa hè nhiệt độ nước trên mặt lên cao tới 20-25°C trong khi ở dưới các tầng sâu nước
giữ nhiệt độ 8-9°C. Trong gió rút, nước các tầng sâu nâng lên thay thế nước trên mặt, làm biến đổi mạnh nhiệt độ nước mặt mà người ta quan trắc thấy. Hình vẽ 8.1 là hình dáng tổng quát của mối phụ thuộc của nhiệt độ nước vào tổng các hình chiếu của tốc độ gió lên hướng song song đường bờ đối với những vùng bờ thẳng đứng hoặc độ dốc đáy lớn.
Phụ thuộc của nhiệt độ nước vào thành phần gió song song bờ
8.3. CÁC PHƯƠNG PHÁP DỰ BÁO NHIỆT ĐỘ NƯỚC DỰA TRÊNTÍNH TOÁN CÂN BẰNG NHIỆT TÍNH TOÁN CÂN BẰNG NHIỆT
Sự biến đổi nhiệt độ nước biển được gây bởi sự thay đổi cân bằng nhiệt. Trong biển các quá trình truyền nhiệt vào mùa lạnh và mùa nóng có khác nhau nên người ta có những cách giải quyết dự báo nhiệt độ khác nhau tuỳ theo mùa. Mùa đông, khi nhiệt độ ở lớp trên hầu như đồng nhất theo độ sâu, nhân tố đối lưu là nhân tố cơ bản.
Vào mùa hè, vì có građien nhiệt độ lớn theo chiều thẳng đứng và theo chiều ngang, cần phải kể đến tất cả các nhân tố ảnh hưởng tới phân bố nhiệt độ. Trong số các nhân tố đó thì sự vận chuyển nhiệt (theo chiều ngang) bởi dòng chảy đóng vai trò lớn nhất.
Sự thay đổi hoàn lưu khí quyển dẫn đến sự thiết lập lại trường dòng chảy, trường dòng chảy về phía mình lại làm thay đổi phân bố nhiệt độ theo chiều thẳng đứng và phương ngang. Dĩ nhiên các quá trình khí quyển càng mạnh thì những biến đổi nhiệt độ càng xảy ra nhanh.
Chiutnhev đã thiết lập những mối liên hệ dự báo giữa biến đổi nhiệt độ trung bình ngày
Δtwvà tổng ngày của lượng nhiệt đến và lượng nhiệt mất qua mặt biển ΔQdưới dạng
Δtw=kΔQ,
trong đó k− hệ số tỷ lệ phụ thuộc vào độ sâu biển. Đồ thị mối phụ thuộc này có dạng như hình 8.2.
Phụ thuộc của biến đổi nhiệt độ nước vào cân bằng nhiệt
Như vậy nếu có số liệu quan trắc và tính toán về cân bằng nhiệt và sự thay đổi nhiệt độ người ta có thể dựng các đồ thị thực nghiệm dạng hình 8.2 và dùng chúng để dự báo nhiệt độ nước.
Một số điểm cần chú ý: Nếu đường thẳng đi qua gốc 0 của đồ thị thì ta tin chắc rằng tại điểm đang xét nhiệt độ chỉ biến đổi do lượng nhiệt đến và lưoựng nhiệt mất qua mặt biển. Nếu đồ thị không đi qua gốc0 thì chắc chắn còn có nguyên nhân khác làm biến đổi nhiệt độ, chẳng hạn như dòng chảy, lưu lượng nước sông từ lục địa...
Các đường thẳng 1, 2, 3 trên hình 8.2 ứng với những trạm có độ sâu khác nhau. Thí dụ đường thẳng 2 ứng với trạm có độ sâu lớn hơn trạm với đường cong 1 và 3.
8.4. PHƯƠNG PHÁP CỦA MILEIKO
Mileiko G. M. đã xây dựng một phương pháp tính trước trường nhiệt độ nước mặt ở vùng Bắc Đại Tây Dương và Thái Bình Dương vào mùa lạnh dựa trên cơ sở tính biến thiên cân bằng nhiệt và độ sâu xáo trộn đối lưu.
Dữ liệu xuất phát là bản đồ trường nhiệt độ thực dựng theo số liệu quan trắc của các tàu hoạt động trên đại dương trước thời điểm lập dự báo và số liệu dự báo nhiệt độ không khí trung bình tháng. Sơ đồ tính toán có dạng:
tw,n− 1→Hn− 1→ 0,1ΔQnHn
− 1 =Δtw,n→tw,n− 1+Δtw,n+Δtw,adv.
Ở đây H− độ sâu xáo trộn đối lưu được xác định theo nhiệt độ nước mặt đại dương (quan hệ này được lập sẵn từ trước bằng số liệu quan trắc thủy văn nhiều năm theo phương pháp so sánh mật độ);ΔQ− lượng nhiệt mất qua mặt đại dương được ước lượng theo hiệu tw−ta. Chia lượng nhiệt mất qua mặt biển cho độ sâu lớp mặt tựa đồng nhất người ta nhận được lượng biến đổi nhiệt độ nước Δtw,n của lớp đó. Cộng nhiệt độ quan trắc được tại thời điểm lập dự báo với lượng biến đổi nhiệt độ vừa nhận được, có tính
tới lượng biến đổi nhiệt độ nước do vận chuyển bình lưu ngang bởi các dòng chảyΔtw,adv
sẽ cho nhiệt độ cần dụ báo. Khi tính theo sơ đồ trên đây, người ta thường dùng cách tính từng bước. Muốn tính bước thứ nhất, người ta lấy nhiệt độ thực của mặt biển, để tính các bước sau - lấy nhiệt độ vừa tính được từ bước trước đó. Trường nhiệt độ tại thời điểm lập dự báo lấy theo bản đồ nhiệt độ mặt đại dương nhận được từ dữ liệu quan trắc tàu, ảnh vệ tinh...; để bổ khuyết số liệu tại những vùng vắng quan trắc đã sử dụng phương pháp phân tích khách quan. Các tính toán được thực hiện trên máy tính cho 300 điểm trên đại dương. Dự báo dài hạn theo phương pháp này có thời hạn báo trước 1,5 tháng. Sau đó dự báo được điều chỉnh thêm bằng các tính toán với thời hạn một chục ngày và truyền đi dưới dạng bản đồ.
8.5. PHƯƠNG PHÁP CỦA SCRIPTUNOVA (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
L. I. Scriptunova đã xác lập những mối phụ thuộc dự báo giữa nhiệt độ nước và trường áp suất khí quyển có kể tới các dòng nhiệt qua mặt đại dương cho vùng tây bắc Đại Tây Dương vào mùa nóng của năm. Trường nhiệt độ nước được khai triển thành chuỗi các thành phần trực giao tự nhiên, trường áp suất khí quyển - thành chuỗi các đa thức Sebưsev. Mối phụ thuộc có dạng
Bij(tw)τ = 5= f[Qn,∑Aij(P)n,B'ij(tw)],
trong đóBij(tw)τ = 5− những hệ số được dự báo của chuỗi phân tích trường nhiệt độ nước,
Qn− tổng các dòng nhiệt qua mặt đại dương, Aij(P)n− các hệ số khai triển trường khí áp, Bij'(tw) − các hệ số phân tích trường nhiệt độ vào ngày lập dự báo, τ − thời hạn dự báo, bằng 5 ngày.
Các phương trình dự báo được tìm bằng phương pháp phân tích tương quan. Để xây dựng các phương trình dự báo người ta sử dụng các bản đồ phân bố nhiệt độ nước vùng Bắc Đại Tây Dương do Trung tâm Khí tượng Thủy văn Liên Xô lập (hoặc bản đồ nhiệt độ nước của Mỹ nhận qua faximile). Số liệu về nhiệt độ nước được lấy trung bình 5 ngày. Những số liệu khác dùng để dự báo cũng được lấy trung bình 5 ngày. Cân bằng nhiệt được tính theo công thức đơn giản của Chiutnhev. Như vậy phải sử dụng đến nhiệt độ không khí dự báo.
Quy trình lập dự báo như sau:
1) Trước khi lập dự báo cần tính các hệ số khai triển trường nhiệt độ nước và trường khí áp.
2) Trên cơ sở dự báo synop tính cân bằng nhiệt mặt biển qua 5 ngày. Nếu không có dự báo synop thì cân bằng nhiệt được tính theo số liệu thực đo và ngoại suy đến 5 ngày tiếp.
3) Thế các số liệu nhận được vào phương trình dự báo và tính các hệ số phân tích của trường nhiệt độ nước.
4) Tính nhiệt độ nước theo công thức phân tích trường.
5) Ghi các trị số nhiệt độ lên bản đồ và vẽ các đường đẳng trị. 6) Thực hiện đánh giá độ tin cậy của dự báo.
Kết quả thử nghiệm phương pháp cho thấy độ đảm bảo sai số không vượt quá độ lệch bình phương trung bình của nhiệt độσlà 82%.
Để tính phân bố nhiệt độ theo phương thẳng đứng đã sử dụng mô hình dạng sau:
Tz=T+ΔT0exp[ −b(z− 1)n] +ΔThexp[ − d(H−z)m],
trong đó z− toạ độ thẳng đứng tính từ mặt biển ( z= 1), ΔT0,ΔTH− các độ lệch khỏi nhiệt độ trung bình của lớp tuần tự tại mặt và tại biên dưới lớp hoạt động, b,d,m,n−