Luận văn Nghiên cứu một số đặc trưng nhiệt động lực quy mô lớn thời kỳ bùng nổ gió mùa mùa hè trên khu vực nam bộ

ó mùa năm 2001. Hình 3.19. Hoàn lưu mô phỏng mực 850 hPa thời kì bùng nổ gió mùa năm 2004. 42 Hình 3.20. Hoàn lưu mô phỏng mực 850 hPa thời kì bùng nổ gió mùa năm 2010. Sự khác nhau chính của đặc điểm hoàn lưu giữa các năm ENSO nằm ở tốc độ gió tây. Trong các năm El Niño và non – ENSO, trường gió tây nhiệt đới phát triển rất mạnh, tốc độ gió thường xuyên vượt trên 10 m.s-1 ở các khu vực như Ấn Độ Dương và phía nam vịnh Bengal. Dòng xiết của trường gió tây này được nhận thấy rất rõ với một dòng liên tục từ nam bán cầu lên bắc bán cầu. Ngược lại trong những năm La Nina, tốc độ gió tây mạnh chỉ được quan sát tại phía nam vịnh Bengal rồi suy yếu rất nhanh khi thổi về Việt Nam. Dòng vượt xích đạo trong những năm này là không thật sự rõ ràng. Do đó, mặc dù gió mùa mùa hè xuất hiện sớm hơn trong những năm La Nina nhưng tốc độ gió lại có xu hướng nhỏ hơn so với những năm El Niño. 3.3.2. Đặc trưng hoàn lưu các mực trên cao Hình 3.21 tới Hình 3.25 lần lượt biểu diễn sự phát triển của hoàn lưu mực cao mô phỏng cho giai đoạn bùng nổ gió mùa ở Nam Bộ. Đặc trưng lớn nhất của hoàn lưu mực trên cao giai đoạn này là sự hình thành của một áp cao tại phía nam Châu Á. Áp cao có quy mô rất lớn với tâm nằm ở phía trên của vịnh Bengal. Phía nam của áp cao là đới gió đông xích đạo, trải dài từ 5oN tới 5oS với tốc độ gió trung bình khoảng trên 43 30 m.s -1 . Trái ngược với hướng phát triển của đới gió tây mực thấp, đới gió đông mực cao này có xu hướng phát triển từ bắc bán cầu xuống nam bán cầu. Sự phát triển này được thấy rõ nhất trong ngày bùng nổ gió mùa khi xuất hiện một đới gió đông bắc rất lớn thồi từ bán đảo Đông Dương (ở rìa phía đông của áp cao quy mô lớn) vượt qua xích đạo tới Ấn Độ Dương. Về tốc độ gió, trường gió mực cao và trường gió mực thấp có sự đồng điệu chung, cùng có xu hướng mạnh hơn trong những năm El Niño và yếu hơn trong những năm La Nina. Kết hợp với những phân tích của hoàn lưu mực 850 hPa trong Hình 3.16 tới Hình 3.20 có thể thấy, hoàn lưu mực thấp và hoàn lưu mực cao thời điểm bùng nổ gió mùa thể hiện hai hình thế tương đối trái ngược. Trong khi ở mực thấp là sự phát triển của xoáy thuận Sri Lanka và đới gió tây nhiệt đới thì ở các mực trên cao là sự thống trị của một xoáy nghịch và đới gió đông tại rìa phía nam áp cao này. Tuy nhiên các phân tích cũng cho thấy, chỉ đến ngày bùng nổ gió mùa mùa hè tại Nam Bộ mới thực sự đánh dấu sự thay đổi quan trọng của cấu trúc khí quyển, ở đó hoàn lưu chuyển từ hình thế đối xứng sang hình thế bất đối xứng qua xích đạo. Ở mực thấp, gió tây từ nam bán cầu bắt đầu vượt qua xích đạo, hội tụ ở bắc bán cầu, còn ở mực trên cao, dòng phân kì ở bắc bán cầu cũng vượt xích đạo để quay trở lại nam bán cầu. Hình thế này rất giống với cấu trúc của vòng hoàn lưu Hadley, tuy nhiên quy mô của vòng hoàn lưu Hadley chỉ giới hạn trong một bán cầu, còn quy mô của hoàn lưu gió mùa có tính liên bán cầu và gần với quy mô hành tinh. Một khía cạnh khác nhau rất quan trọng của hoàn lưu gió mùa và hoàn lưu Hadley đó là khu vực hình thành của xoáy nghịch mực cao. Đối với vòng hoàn lưu Hadley, sự phân kì mực cao được hình thành ở xích đạo do sự đốt nóng của ẩn nhiệt giải phóng đối lưu, tuy nhiên ở hoàn lưu gió mùa, xoáy nghịch mực cao được hình thành ở vĩ độ trung bình bên bán cầu mùa hè. Nhưng để hình thành và duy trì một xoáy nghịch quy mô lớn ở các vĩ độ này đòi hỏi một lượng đốt nóng đủ lớn để thắng được lực Coriolis. Điều này đã đặt ra một câu hỏi về nguyên nhân thật sự của gió mùa bởi những quan trắc thực tế cho thấy, hoàn lưu gió mùa có sự phát triển rất nhanh và đột ngột, trong khi sự thay đổi của đốt nóng bề mặt do sự chuyển mùa lại rất chậm. Do đó, lí thuyết về gió mùa theo quan điểm cổ điển dựa trên tương phản đốt nóng giữa bề mặt và đại dương đã không còn đầy đủ. 44 Hình 3.21. Hoàn lưu mô phỏng mực 200 hPa thời kì bùng nổ gió mùa năm 1998. Hình 3.22. Hoàn lưu mực 200 hPa thời kì bùng nổ gió mùa năm 1999. 45 Hình 3.23. Hoàn lưu mực 200 hPa thời kì bùng nổ gió mùa năm 2001. Hình 3.24. Hoàn lưu mực 200 hPa thời kì bùng nổ gió mùa năm 2004. 46 Hình 3.25. Hoàn lưu mực 200 hPa thời kì bùng nổ gió mùa năm 2010. Tuy nhiên, hoàn lưu gió mùa và hoàn lưu Hadley có sự giống nhau đó là đều có sự tồn tại gió tây nam mực thấp và gió đông bắc mực cao. Điều này khá giống với lí thuyết bảo toàn động lượng của khí quyển như đã được đề cập trong những quan điểm truyền thống. Nghĩa là khi gió di chuyển từ vĩ độ thấp lên vĩ độ cao sẽ được gia tốc và hướng sang phía đông, còn khi gió di chuyển từ vĩ độ cao về vĩ độ thấp sẽ giảm tốc và hướng sang phía tây. Trên thực thế do lớp biên có ma sát, động lượng của khí quyển sẽ không thực sự bảo toàn mà tồn tại quá trình vận chuyển động lượng rất phức tạp giữa trái đất và khí quyển thông qua các dòng bề mặt... Tuy vậy khi sử dụng mô hình phân giải cao để tăng tính chính xác của những tác động của bề mặt như trong thí nghiệm đối với mô hình RAMS này, ta vẫn nhận được một kết quả tương tự. Do đó có thể thấy định luật bảo toàn động lượng, ở một khía cạnh nào đó, vẫn là cơ chế động lực rất quan trọng của hoàn lưu gió mùa. Vấn đề này sẽ được trình bày rõ hơn trong các thí nghiệm tiếp theo, khi địa hình được loại bỏ hoàn toàn trong quá trình mô phỏng. 47 3.4. Đặc trưng của trường nhiệt mô phỏng 3.4.1. Đặc trưng của trường nhiệt mực thấp Hình 3.26 tới Hình 3.30 lần lượt biểu diễn nhiệt độ trung bình ngày tại mực 850 hPa giai đoạn bùng nổ gió mùa mùa hè Nam Bộ của các trường hợp mô phỏng. Dưới sự đốt nóng theo mùa của bức xạ mặt trời, mực 850 hPa hình thành nên ba khu vực có nhiệt độ cao là Iran, Ấn Độ và Myanmar. Dựa trên số liệu tái phân tích cho thấy, các khu vực đốt nóng này hình thành từ rất sớm (khoảng đầu tháng Hai), tuy nhiên trong suốt giai đoạn bùng nổ gió mùa, hình thế nhiệt mực thấp này không có nhiều thay đổi. Độ lớn của các trung tâm nhiệt chỉ tăng khoảng 2 đến 3 K sau vài tháng. Sự thay đổi chỉ được nhận thấy rõ nét hơn ở vùng ngoại nhiệt đới với sự di chuyển lên phía bắc của các đường đẳng nhiệt và sự thưa dần của chúng. Sườn phía đông của cao nguyên Tibet lúc này vẫn tồn tại một rãnh lạnh khá sâu, phát triển từ phía Nhật Bản tới gần phía bắc Việt Nam. So với khu vực phía tây, sườn phía đông này có nhiệt độ thấp hơn rất nhiều. Khu vực Nam Bộ và bán đảo Đông Dương nằm ở giữa hai đới nhiệt này nhưng gần như không chịu tác động của hệ thống nhiệt nào, nhiệt độ tại đây khá đồng nhất so với nhiệt độ của các vùng nhiệt đới xung quanh. Hình 3.26. Trường nhiệt mô phỏng mực 850 hPa thời kì bùng nổ gió mùa năm 1998. 48 Hình 3.27. Trường nhiệt mô phỏng mực 850 hPa thời kì bùng nổ gió mùa năm 1999. Hình 3.28. Trường nhiệt mô phỏng mực 850 hPa thời kì bùng nổ gió mùa năm 2001. 49 Hình 3.29. Trường nhiệt mô phỏng mực 850 hPa thời kì bùng nổ gió mùa năm 2004. Hình 3.30. Trường nhiệt mô phỏng mực 850 hPa thời kì bùng nổ gió mùa năm 2010. 50 3.4.2. Đặc trưng của trường nhiệt mực cao Hình 3.31 tới Hình 3.35 lần lượt biểu diễn trường nhiệt trung bình từ 500 hPa tới 200 hPa giai đoạn bùng nổ gió mùa Nam Bộ. Khác với hình thế nhiệt mực thấp, trong giai đoạn bùng nổ gió mùa, trường nhiệt trung bình mực cao có sự thay đổi rất lớn với sự hình thành của các trung tâm nhiệt tại phía bắc vịnh Bengal. Trung tâm nhiệt này hình thành từ khá sớm (trước thời điểm bùng nổ gió mùa Nam Bộ khoảng 15 ngày) đánh dấu sự đảo ngược gradient nhiệt độ mực cao khí quyển tại vĩ độ 90o E với bắc bán cầu là vùng có nhiệt độ cao hơn. Trong khi nam bán cầu cũng hình thành một số trung tâm nhiệt nhỏ sau đó suy yếu nhanh chóng thì trung tâm nhiệt tại bắc bán cầu vẫn tiếp tục duy trì và mở rộng dần sang phía đông. Trong hầu hết các năm, sự xuất hiện của trung tâm nhiệt này thường trùng khớp với sự xuất hiện của xoáy nghịch mực cao phía nam Châu Á (đã được biểu diễn trong Hình 3.21 tới Hình 3.25). Hình 3.31. Trường nhiệt mô phỏng trung bình mực 500 – 200 hPa năm 1998. 51 Hình 3.32. Trường nhiệt mô phỏng trung bình mực 500 – 200 hPa năm 1999. Hình 3.33. Trường nhiệt mô phỏng trung bình mực 500 – 200 hPa năm 2001. 52 Hình 3.34. Trường nhiệt mô phỏng trung bình mực 500 – 200 hPa năm 2004. Hình 3.35. Trường nhiệt mô phỏng trung bình mực 500 – 200 năm 2010. 53 Những ngày gần bùng nổ gió mùa, trung tâm nhiệt mở rộng rất nhanh sang phía bán đảo Đông Dương và lên phía bắc. Một mặt, sự tăng cường này làm tăng cường xoáy nghịch mực cao, mặt khác nó đã phá vỡ cấu trúc nhiệt dạng sóng vốn có ở vùng vĩ độ trung bình, đồng thời đẩy rãnh lạnh phía đông Trung Quốc sang phía đông, đánh dấu sự chuyển từ hình thế mùa đông sang hình thế mùa hè của bắc bán cầu. Hình thế nhiệt trên cao cũng cho thấy, các trung tâm nhiệt mực cao trong những năm El Niño và non – ENSO thường cao hơn so với các năm La Nina khoảng 1K đến 2 K. Nhiệt độ phổ biến của trung tâm nhiệt trong những năm La Nina là 252 K, trong khi đó nhiệt độ này ở các năm El Niño là 253 K đến 254 K. Điều này cũng phù hợp với sự phân tích trường OLR ở Mục 2.3 với sự hoạt động của đối lưu trong những năm El Niño trong giai đoạn đầu mùa hè mạnh hơn trong những năm La Nina. Sự chênh lệch nhiệt độ này cũng dẫn đến sự chênh lệch của tốc độ trường gió được phân tích ở Mục 3.2. 3.5. Vai trò của giải phóng ẩn nhiệt quy mô lớn Các phân tích về trường nhiệt và trường gió trong Mục 3.2 và Mục 3.3 cho thấy sự phát triển của hoàn lưu gió mùa có liên quan chặt chẽ với sự hình thành của trung tâm nhiệt mực cao phía nam Châu Á. Tuy nhiên Mục 3.3 cũng chỉ ra rằng trong khi trung tâm nhiệt mực cao này có sự phát triển khá nhanh, thì trường nhiệt mực thấp lại phát triển rất chậm. Ngay cả ở khu vực cao nguyên Tibet, nơi vẫn được coi là trung tâm nhiệt lớn nhất của gió mùa Châu Á thì trường nhiệt ở đây cũng không có sự thay đổi nhiều. Trong khi đó, để hình thành và duy trì một xoáy nghịch quy mô lớn tại các mực trên cao như đã thấy trong Hình 3.31 tới Hình 3.35 lại đòi hỏi giá trị đốt nóng rất lớn. Sự không đồng điệu giữa trường nhiệt mực thấp và trường nhiệt mực cao này đã đặt ra câu hỏi về vai trò thực sự của đốt nóng bề mặt đối với sự thay đổi của hoàn lưu khí quyển thời kì bùng nổ gió mùa. Quan điểm cổ điển về nguồn gốc gió mùa dựa trên tương phản đốt nóng giữa lục địa và đại dương đã không còn đầy đủ. Trong khi đó, sự tồn tại của trung tâm nhiệt mực cao giai đoạn lại khá trùng khớp với những nhận định về một nguồn đốt nóng đã được đề cập khi phân tích trường sự hình thành của xoáy nghịch mực cao Nam Á. Để làm rõ hơn về nguồn gốc của nguồn nhiệt mực cao này, giá trị biến thiên theo thời 54 gian của nó, trường hiển nhiệt bề mặt và trường ẩn nhiệt bề mặt sẽ được biểu diễn trên cùng một đồ thị. Miền tính toán được giới hạn cho khu vực Nam Á từ 5oN – 25oN, 80 o E – 120oE , kết quả tính toán được thể biểu diễn trong Hình 3.36. Hình 3.36. Đồ thị của trường nhiệt độ trung bình (đường liền) 500-200 hPa, ẩn nhiệt (đường đứt) và hiển nhiệt (đường chấm) bề mặt, miền tính (5oN -25oN, 80 o E-120 o E), thang chia ngoài cùng là nhiệt độ, giữa là ẩn nhiệt và trong cùng là hiển nhiệt. Theo các phân tích trường nhiệt mực thấp từ Hình 3.26 tới Hình 3.30, trong giai đoạn bùng nổ gió mùa mùa hè, đốt nóng bức xạ mặt trời tạo cho khí quyển mực thấp ở bắc bán cầu có một nền nhiệt khá cao. Tuy nhiên, theo Hình 3.36, sự thay đổi của hiển 55 nhiệt bề mặt giai đoạn này lại không “khớp” với sự thay đổi của trường nhiệt trung bình các mực trên cao. Gần đến ngày bùng nổ gió mùa, nhiệt độ trung bình mực cao có xu hướng tăng rất nhanh, sự tăng này có rất giống với xu hướng tăng của ẩn nhiệt bề mặt . Nhưng ngược lại, những ngày này lại chứng kiến sự giảm mạnh của đốt nóng hiển nhiệt bề mặt. Hơn nữa giá trị của dòng ẩn nhiệt lại lớn hơn rất nhiều so với dòng hiển nhiệt. Các xu thế trái ngược nhau này cho thấy hiển nhiệt bề mặt không thể là nguyên nhân gây ra sự thay đổi của trường nhiệt mực cao khí quyển thời kì bùng nổ gió mùa, mà nguyên nhân thực sự nằm ở sự giải phóng ẩn nhiệt quy mô lớn. Hình 3.37. Tốc độ giải phóng ẩn nhiệt do đối lưu trung bình năm ngày trước thời điểm bùng nổ gió mùa trung bình từ 80oE – 100oE, đơn vị K.s-1. Hình 3.37 tiếp tục làm rõ thêm nguồn gốc của trung tâm nhiệt mực cao với các đồ thị biễu diễn tốc độ đốt nóng ẩn nhiệt đối lưu năm ngày trước bùng nổ gió mùa cho các năm. Trong hầu hết các năm đều nhận thấy một cấu trúc khá đối xứng của yếu tố 56 đốt nóng này qua xích đạo. Tuy nhiên các giá trị mô phỏng ở bắc bán cầu luôn lớn hơn so với ở nam bán cầu, cho thấy sự hoạt động của đối lưu ở bắc bán cầu mạnh mẽ hơn rất nhiều so với nam bán cầu. Vị trí của các cực trị đốt nóng ẩn nhiệt cũng khá trùng với tâm của các xoáy nghịch mực cao được nhận thấy trong các Hình 3.21 tới Hình 3.25. Do đó một lần nữa có thể khẳng định rằng nguyên nhân chính hình thành nên các xoáy nghịch này là do đốt nóng ẩn nhiệt trong giải phóng đối lưu chứ không phải do đốt nóng hiển nhiệt. 3.6. Thí nghiệm với mô phỏng không có địa hình Để xác định vai trò của địa hình tới cấu trúc của hoàn lưu khí quyển quy mô lớn, luận văn này tiến hành thí nghiệm mô phỏng lại các giai đoạn bùng nổ gió mùa với mô hình RAMS trong trường hợp không có địa hình. Những kết quả của thí nghiệm này sẽ được so sánh với trường hợp mô phỏng có địa hình đã được phân tích ở các mục trước nhằm đưa ra những thảo luận về các quá trình vận chuyển động lượng trong khí quyển và cuối cùng đi tìm lí giải cho nguyên nhân hình thành của dòng xiết vượt xích đạo mực thấp từ nam bán cầu lên bắc bán cầu. 3.6.1. Trường mưa mô phỏng Trường mưa mô phỏng trong trường hợp không có địa hình cho giai đoạn bùng nổ gió mùa các năm được biểu diễn trên Hình 3.38 cho thấy, khi không có địa hình, mưa gió mùa gần như không xuất hiện tại Việt Nam. Các vùng mưa chỉ tập trung ở một khu vực nhỏ, thường ở phía Đông Á (khu vực rìa phía trên của áp cao Tây Thái Bình Dương). Dải mưa xích đạo bị suy yếu và thậm chí trong một số năm dải mưa này hầu như bị biến mất (các năm 1999, 2004 và 2010). Ở các năm còn lại là 1998 và 2001 cũng không nhận thấy sự di chuyển của dải mưa này lên phía bắc. Yếu tố chính gây lên sự bùng nổ gió mùa tại Nam Bộ là đối lưu trong trường hợp này đã không còn. Chỉ sau khoảng bảy ngày tích phân khi loại bỏ địa hình, các hình thế mưa mô phỏng đã thay đổi hoàn toàn so với trường hợp có địa hình ban đầu. 57 Hình 3.38. Mưa mô phỏng trong các trường hợp không có địa hình bởi mô hình RAMS, đơn vị mm.ngày-1. 3.6.2. Trường hoàn lưu mô phỏng Tương ứng với sự thay đổi của trường mưa, trường hoàn lưu trong trường hợp không có địa hình cho thấy sự thay đổi đáng kể. Các hình thế được biểu diễn trong Hình 3.39 cho thấy, trong ngày bùng nổ gió mùa, đới gió tây vượt xích đạo không xuất hiện tại Nam Bộ mà thay vào đó là đới gió đông thịnh hành ở vùng nhiệt đới. Trong hầu hết các trường hợp đều nhận thấy một đới gió đông rất lớn trải dài từ xích đạo tới 20 o N. Áp cao cận nhiệt đới Tây Thái Bình dương không rút lui sang phía đông nên 58 khiến gió tây ở nam bán cầu không thể phát triển được lên phía bắc. Khu vực ngoại nhiệt đới, nơi vốn là cao nguyên Tibet, trong trường hợp không địa hình này được thay thế bởi hệ thống sóng quy mô hành tinh phát triển sâu xuống phía nam. Đây chính là các sóng Rossby vốn chỉ được quan sát tại các mực trên cao nhưng do không có địa hình nên đã hình thành ngay ở các mực thấp. Nhìn chung, các cấu trúc khí quyển gần như đã thay đổi hoàn toàn chỉ sau chín ngày tích phân. Hình 3.39. Trường gió mô phỏng trong các trường hợp không có địa hình bởi mô hình RAMS, đơn vị mm.ngày-1. 59 3.6.3. Quá trình vận chuyển động lượng ngang Do có ma sát ở bề mặt nên giữa trái đất và khí quyển luôn tồn tại một quá trình trao đổi động lượng. Động lượng sẽ được truyền từ trái đất vào khí quyển ở vùng nhiệt đới khi gió bề mặt là gió đông, sau đó động lượng được vận chuyển lên cao và theo phương ngang về phía cực. Cuối cùng, động lượng được vận chuyển thẳng đứng xuống dưới và truyền trở lại trái đất ở các vĩ độ cao, nơi gió bề mặt là gió tây. Nếu tính toán được các dòng vận chuyển này có thể giúp chuẩn đoán ngược lại được những thành phần chính gây nên sự tăng cường hoặc suy yếu của trường gió vĩ hướng trong quá khứ, thậm chí có thể đưa ra được dự báo được sự phát triển của dòng vĩ hướng hướng này trong tương lai. Do đó, để giải thích cho sự hình thành và phát triển của các dòng vượt xích đạo, việc nghiên cứu các dòng vận chuyển động lượng trong khí quyển là cực kì quan trọng. Có rất nhiều yếu tố dẫn đến sự thay đổi của dòng vận chuyển động lượng vĩ hướng như địa hình, ma sát bề mặt, ma sát nhớt của khí quyển... Xét về khía cạnh địa hình, vai trò chính của các dãy núi là làm tăng các thông lượng động lượng bề mặt, đồng thời gây nên sự thay đổi do sự chênh lệch áp suất ở bờ đông và bờ tây của các dãy núi này. Tuy nhiên nếu xét đến tất các các yếu tố này sẽ rất phức tạp, vì vậy nội dung của mục này chỉ đề cập đến sự thay đổi của dòng vận chuyển động lượng ngang được gây bởi địa hình, đặc biệt nhấn mạnh sự thay đổi của các dòng động lượng được vận chuyển từ vùng cận nhiệt đới về các vùng nhiệt đới trong giai đoạn bùng nổ gió mùa. Công thức biểu diễn sự thay đổi động lượng của một mặt cắt vĩ độ được đưa ra bởi Widger (1949) [34]: Biểu thức vế trái biểu diễn sự biến đổi động lượng toàn phần của một dải vĩ độ. Thành phần đầu tiên của vế phải biểu diễn thông lượng động lượng tương đối được vận chuyển theo phương ngang qua dải vĩ độ.Thành phần thứ hai vế phải biểu diễn thông lượng động lượng thẳng đứng được vận chuyến tới dải vĩ độ.Thành phần thứ ba 60 vế phải biểu diễn tác động của sự chênh lệch áp suất giữa sườn phía đông và sườn phía tây của dãy núi. Thành phần cuối cùng vế phải biểu diễn tác động của lực ma sát. Ở đây ρ là mật độ khối không khí; M là động lượng toàn phần của khối không khí; V là Thể tích khối không khí; R là bán kính trái đất; u là tốc độ gió vĩ hướng; v là tốc độ gió kinh hướng; ω là vận tốc góc của trái đất; r là khoảng cách tới trục trái đất; x là khoảng cách theo phương đông tây; z là khoảng cách theo phương thẳng đứng; y là khoảng cách theo phương nam bắc; S là diện tích bề mặt; p là áp suất; σlà hình chiếu của S lên mặt kinh hướng; τ là hệ số ma sát và Ø là vĩ độ. Hình 3.40. Vận chuyển momen động lượng tương đối của khí quyển mô phỏng có địa hình năm ngày trước bùng nổ gió mùa, trung bình từ 50oE – 140oE, đơn vị 10 22 g.m.s -1 . 61 Hình 3.41. Vận chuyển momen động lượng tương đối của khí quyển mô phỏng không địa hình năm ngày trước bùng nổ gió mùa, trung bình từ 50oE – 140oE, đơn vị 1022g.m.s-1. Hình 3.40 và Hình 3.41 lần lượt biểu diễn sự vận chuyển thông lượng động lượng tương đối của khí quyển (thành phần thứ nhất của vế phải) trong trường hợp có địa hình và không có địa hình năm ngày trước bùng nổ gió mùa Nam Bộ. Hình thế chung được nhận thấy trong cả hai trường hợp đó là giá trị động lượng được vận chuyển trong khí quyển tăng đần theo độ cao đồng thời tồn tại hai xu hướng vận chuyển động lượng lớn, một từ nam bán cầu lên bắc bán cầu và một từ khoảng vĩ độ 62 20 o N về phía cực. Khu vực từ -10o S – 10o N là khu vực nhận được nhiều động lượng nhất, cả từ phía nam vận chuyển lên và từ phía bắc vận chuyển xuống. Hình thế vận chuyển ở phía trên cao trong hai trường hợp là tương đối giống nhau, tuy nhiên sự khác nhau lớn lại nằm ở các giá trị động lượng được vận chuyển. Trong trường hợp có địa hình, động lượng được vận chuyển từ nam bán cầu tới khu vực nhiệt đới (-10o S – 10 o N) lớn hơn nhưng sự vận chuyển động lượng từ 20o N về phía cực lại nhỏ hơn rất nhiều so với trường hợp không có địa hình. Do có sự hiện diện của các dãy núi, các dòng vận chuyển động lượng mực thấp lên phía bắc trong trường hợp có địa hình bị giảm đi rất nhanh. Ngược lại, trong trường hợp không địa hình, hệ thống sóng Rossby vĩ độ cao lấn sâu xuống phía nam lại giúp tăng cường các dòng này. Sự tồn tại của đới gió đông tại xích đạo cũng khiến cho động lượng từ nam bán cầu lên bắc bán cầu giảm đi rất nhiều. Do đó khi so sánh hai trường hợp có thể thấy, vùng khí quyển nhiệt đới của trường hợp mô phỏng có địa hình nhận được nhiều động lượng hơn so với trường hợp không có địa hình, đây có thể chính là nguyên nhân gây bùng phát gió mùa. 63 Chương 4 XÂY DỰNG CHỈ SỐ GIÓ MÙA VÀ TRƯỜNG HỢP DỰ BÁO CHO NĂM 2012 4.1. Xây dựng các chỉ số gió mùa Xây dựng các chỉ số cảnh báo vào chỉ số dự báo cho ngày gió bùng nổ gió mùa có vai trò cực kì quan trọng trong nghiên cứu cũng như dự báo sự xuất hiện của gió mùa mùa hè. Hiện nay tại Châu Á, các chỉ số mưa, chỉ số phát xạ sóng dài OLR, chỉ số đối lưu, chỉ số nhiệt và chỉ số gió vĩ hướng là những chỉ số được dùng khá phổ biến. Vì mỗi chỉ số phản ánh những đặc trưng nhiệt động lực khác nhau của gió mùa nên nhiều nghiên cứu đã kết hợp nhiều chỉ số để tạo ra một chỉ số chỉ thị cuối cùng. Ở Việt Nam cũng có rất nhiều chỉ số được đưa ra, trong đó những chỉ số được sử dụng nhiều nhất là chỉ số mưa và chỉ số gió vĩ hướng. 4.1.1.Chỉ số mưa Một chỉ số mưa gió mùa thường đặt ra hai chỉ tiêu, một về diện mưa (mưa diễn ra trên quy mô lớn) và một về lượng mưa (mưa diễn ra trong một thời gian đủ dài). Đối với các khu vực gió mùa điển hình như gió mùa Ấn Độ hoặc gió mùa Đông Á, ngày bùng nổ gió mùa thường được đánh dấu bởi sự xuất hiện của mưa lớn và kéo dài liên tục trong nhiều ngày. Tuy nhiên theo phân tích dựa trên các thành phân trực giao tự nhiên trong Hình 2.5, Nam Bộ không nằm trong khu vực gió mùa điển hình mà thuộc đới chuyển tiếp của các hệ thống gió mùa. Trong giai đoạn đầu mùa hè, khu vực này đồng thời chịu tác động của hai hệ thống hoàn lưu quy mô lớn, một là đới gió tây nam nhiệt đới vượt xích đạo và một là đới gió đông ở rìa phía tây của áp cao cận nhiệt đới Tây Thái Bình Dương, do đó mưa gió mùa tại Nam Bộ cũng không thực sự điển hình như các vùng gió mùa khác. Lượng mưa quan trắc được biểu diễn trong Hình 3.6 đến Hình 3.15 cho thấy, trong một số năm La Nina mạnh, mưa thường xuất hiện sớm bất thường từ khoảng đầu Tháng Tư, nhưng trong các năm El Niño, mưa thường xuất hiện rất muộn, thậm chí không xuất hiện tại một số trạm. Sau ngày bùng nổ gió mùa, mưa tại hầu hết trạm cũng không kéo dài đủ năm ngày. Do đó, nếu áp dụng các chỉ số bùng nổ gió mùa của các khu vực gió mùa điển hình cho Nam Bộ thì một số năm sẽ không xác định được ngày bùng nổ gió mùa. Vì vậy, luận văn đề xuất ngưỡng chỉ tiêu 64 cho chỉ số mưa quan trắc tại các trạm Nam Bộ như sau: - Ngày bùng nổ gió mùa là ngày mưa xuất hiện tại trên 50% các trạm tại các trạm tại Nam Bộ. - Lượng mưa đo được ở các trạm phải đạt trên 5 mm.ngày-1 và duy trì trong ít nhất ba ngày tiếp theo. Ngày bùng nổ gió mùa mùa hè tại Nam Bộ và Đông Dương được xác định tương ứng bởi chỉ số mưa quan trắc trạm và mưa mô phỏng được nội suy về trạm (Hình 3.6 tới Hình 3.15) được biểu diễn trong Bảng 4.1. 1998 1999 2001 2004 2010 Chỉ số mưa quan trắc 15/05 21/04 11/05 12/05 21/05 Chỉ số mưa mô phỏng 15/05 20/04 10/05 11/05 21/05 Bảng 4.1. Ngày bùng nổ gió mùa được xác định bởi chỉ số mưa quan trắc và mưa mô phỏng Theo Bảng 4.1, thời điểm bùng nổ gió mùa được xác định bởi hai chỉ số là tương đối gần nhau, cho thấy chỉ số mưa quan trắc và mưa mô phỏng đều chỉ thị tốt sự xuất hiện của mưa gió mùa quy mô lớn tại Nam Bộ. Do đó, ngưỡng chỉ tiêu áp dụng cho các chỉ số mưa trạm được đưa ra là hợp lí. Đồng thời theo Bảng 4.1, sự chênh lệch giữa ngày bùng nổ gió mùa xác định bởi mưa quan trắc và mưa mô phỏng là rất nhỏ cho thấy RAMS đã mô phỏng tốt trường mưa. Trong các năm El Niño, ngày bùng nổ gió mùa xác định bởi hai chỉ số là trùng nhau còn trong các năm La Nina và năm trung tính, mưa mô phỏng thường cho ngày bùng nổ gió mùa thường sớm hơn một ngày so với mưa quan trắc. 4.1.2. Chỉ số gió vĩ hướng Chỉ số gió vĩ hướng là chỉ số gió mùa phổ biến nhất được sử dụng trên thế giới. Những điểm mạnh của chỉ số này là mang được những đặc trưng của hoàn lưu quy mô lớn, ít chịu tác động của các yếu tố địa phương và có hệ số tương quan rất cao với trường mưa. Những phân tích về hoàn lưu mực thấp được biểu diễn trong Hình 2.3 cho thấy trong ngày bùng nổ gió mùa mùa hè có một đới gió tây rất mạnh thổi vịnh Bengal 65 tới Nam Bộ. Các thành phần trực giao trong Hình 2.5 cũng cho thấy, về phương diện khí hậu, đới gió tây này trải dài từ Đông Phi tới Philipine và mở rộng từ xích đạo tới gần 20o N. Vì vậy luận văn này đề xuất giá trị trung bình của trường gió vĩ hướng mực 850 hPa trong miền 10o N – 15o N; 100o E – 110o E là chỉ số để xác định ngày bùng nổ gió mùa mùa hè cho khu vực Nam Bộ. Với chỉ số này, ngày bùng nổ gió mùa là ngày có giá trị gió vĩ hướng đạt trên 0,5 m.s-1 và duy trì liên tục trong ít nhất ba ngày tiếp theo. Điều kiện đòi hỏi chỉ số phải thỏa mãn trong ba ngày tiếp theo nằm loại bỏ những khả năng gió tây hình thành do các nhiễu động nhiệt đới hoặc các hiện tượng thời tiết không phải quy mô lớn. Hình 4.2. Trung bình gió vĩ hướng mực 850 hPa khu vực (10 o N-15 o N, 100 o E-110 o E) mô phỏng bởi RAMS. 66 Hình 4.3. Trung bình gió vĩ hướng mực 850 hPa khu vực (10 o N-15 o N, 100 o E-110 o E) số liệu tái phân tích NCAR/NCEP . Theo Hình 4.2, trong giai đoạn trước bùng nổ gió mùa, chỉ số gió vĩ hướng mang dấu âm, cho thấy sự duy trì của đới gió đông yếu trên khu vực Nam Bộ. Tuy nhiên đến gần ngày bùng nổ, giá trị gió vĩ hướng này tăng rất nhanh (trong hầu hết các trường hợp giá trị gió thay đổi từ -2 m.s-1 tới 7 m.s-1 trong vòng ba ngày) và giữ nguyên giá trị dương đó trong nhiều ngày tiếp theo. Sự đảo dấu đột ngột này của chỉ số gió vĩ hướng cho thấy sự phát triển rất nhanh và mạnh của gió tây nhiệt đới từ vịnh Bengal sang khu vực Nam Bộ. Chỉ trong khoảng ba ngày, gió tây nhiệt đới đã thay thế hoàn toàn đới gió đông yếu tồn tại trước đó và thống trị hình thế thời tiết nơi đây. 67 Ngày bùng nổ gió mùa của các trường hợp nghiên cứu được biểu diễn trong Bảng 4.2 cho thấy chỉ số gió mùa được xác định bởi trường gió tây mô phỏng tương đồng rất tốt với chỉ số gió mùa được xác định bởi trường gió tây tái phân tích. Khi so sánh các thời điểm bùng nổ được xác định bởi chỉ số mưa và chỉ số gió vĩ hướng, ngày bùng nổ gió mùa được xác định bởi chỉ số gió vĩ hướng thường sớm hơn từ một đến bốn ngày so với ngày bùng nổ gió mùa xác định bởi trường mưa. Ví dụ năm 2001, chỉ số gió tây tái phân tích và gió tây mô phỏng đều thỏa mãn sớm hơn so với chỉ số mưa quan trắc từ 4 đến 5 ngày. Chỉ có duy nhất năm 1999, chỉ số gió vĩ hướng cho ngày bùng nổ gió mùa muộn hơn một ngày so với chỉ số mưa quan trắc. Các trường hợp còn lại, chỉ số gió vĩ hướng đều cho ngày bùng nổ sớm hơn so với chỉ số mưa, cho thấy đây là một chỉ số cảnh báo sớm tốt cho sự xuất hiện của mưa gió mùa tại Nam Bộ. 1998 1999 2001 2004 2010 Gió tây mô phỏng 15/05 22/04 06/05 10/05 21/05 Gió tây tái phân tích 15/05 22/04 07/05 08/05 21/05 Bàng 4.2. Ngày bùng nổ gió mùa dựa vào chỉ số gió vĩ hướng mô phỏng và tái phân tích NCAR/NCEP. 4.1.3. Chỉ số gradient nhiệt độ mực cao Chỉ số gradient nhiệt độ các mực trên cao là một chỉ số ít được sử dụng ở Việt Nam, tuy nhiên chỉ số này phản ánh rất tốt sự phát triển nhiệt lực của khí quyển thời kì bùng nổ gió mùa, ở đó, bắc bán cầu chuyển từ hình thế mùa đông (với nhiệt độ trung bình của khí quyển thấp) sang hình thế mùa hè (với nhiệt độ khí quyển cao hơn so với nam bán cầu). Những phân tích về đặc điểm của trường nhiệt mực cao trong Hình 2.8 cho thấy thời điểm bùng nổ gió mùa mùa hè Nam Bộ gắn liền với sự xuất hiện của một ổ nhiệt mực cao phía trên vịnh Bengal. Ổ nhiệt này có vai trò quan trọng trong việc hình thành xoáy nghịch mực cao được quan sát thấy trong Hình 2.4. Do đó luận văn chọn giá trị nhiệt độ trung bình 500 hPa – 200 hPa tại hai khu vực (100o E – 110o E; 15 o N – 25o N) và (100o E – 110o E; 5o S – 5o N) để làm chỉ số chỉ thị cho sự bùng nổ gió mùa. Ngày bùng nổ được quy ước là ngày giá trị nhiệt độ của khu vực phía bắc lớn 68 hơn khu vực phía nam và sự chênh lệch này kéo dài ít nhất ba ngày tiếp theo. Hình 4.4. Đồ thị của nhiệt độ trung bình từ 500 tới 200 hPa, đường đứt là miền (100oE- 110 o E; 5 o S-5 oN) và đường liền là (100 o E-110 o E;15 o N-25 o N) mô phỏng bởi RAMS. Đồ thị biểu diễn chỉ số gradient nhiệt độ mực cao mô phỏng trong Hình 4.4 cho thấy, giai đoạn trước bùng nổ gió mùa, nhiệt độ trung bình các mực trên cao phía bắc Việt Nam (đường đậm) gần như luôn thấp hơn so với nhiệt độ trung bình phía nam Việt Nam (đường nét đứt). Tuy nhiên tới gần thời điểm bùng nổ gió mùa, trong khi nhiệt độ khu vực phía nam gần như không tăng, thậm chí giảm nhẹ thì nhiệt độ trung 69 bình ở khu vực phía bắc tăng rất nhanh. Sự đảo ngược của gradient nhiệt độ kinh hướng mực cao diễn ra trước thời điểm xuất hiện mưa gió mùa từ hai đến ba ngày. Hình 4.5. Đồ thị của nhiệt độ trung bình từ 500 tới 200 hPa, đường đứt là miền (100oE-110oE; 5oS-5oN) và đường liền là (100oE-110oE;15oN- 25 o N)số liệu tái phân tích NCAR/NCEP . Dựa vào Hình 4.4 và Hình 4.5, ngày bùng nổ gió mùa mùa hè được xác định bởi chỉ số gradient nhiệt độ mực cao của các trường hợp nghiên cứu được liệt kê trong Bảng 4.3. Nhận thấy, ngày bùng nổ gió mùa được xác định bằng số liệu mô phỏng tương đối gần so với thời điểm được xác định bằng số liệu tái phân tích. Mô hình RAMS đã mô phỏng rất tốt trường nhiệt độ trong giai đoạn này. Trong những năm La 70 Nina, chỉ số gradient nhiệt độ đều cho ngày bùng nổ gió mùa sớm hơn so với chỉ số mưa trạm. Đặc biệt trong năm 1999, sự đảo ngược gradient nhiệt độ diễn ra rất sớm, thậm chí sớm hơn cả thời điểm bắt đầu tích phân. 1998 1999 2001 2004 2010 Gradient mô phỏng 19/05 - 09/05 09/05 19/05 Gradient tái phân tích 19/05 - 09/05 09/05 20/05 Bảng 4.3. Ngày bùng nổ gió mùa dựa vào chỉ số gradient nhiệt độ mô phỏng và gradient nhiệt độ tái phân tích NCAR/NCEP 4.2. Áp dụng các chỉ số để dự báo cho trường hợp năm 2012 Trong Mục 4.2 này, số liệu GFS (Global Forecast System) được sử dụng để làm điều kiện biên và điều kiện ban đầu cho mô hình RAMS nhằm mục đích thử nghiệm áp dụng dự báo ngày bùng nổ gió mùa mùa hè cho khu vực Nam Bộ năm 2012. Mang đặc trưng của một năm La Nina, ngày bùng nổ gió mùa năm 2012 được xác định là ngày 06 tháng Năm, sớm hơn hầu hết các trường hợp được nghiên cứu trong Mục 3, ngoại trừ năm 1999. Mô hình bắt đầu tích phân dự báo từ ngày 04 tháng Năm và kết thúc vào ngày 10 tháng Năm. Vì với pha dự báo, chất lượng của mô hình khu vực phụ thuộc vào chất lượng của mô hình dự báo toàn cầu, do vậy thời gian tích phân được lựa chọn ngắn hơn so với trường hợp mô phỏng sử dụng số liệu tái phân tích. Cấu hình miền tính giống như đã trình bày trong Mục 3.1. Số liệu GFS có độ phân giải 1o x 1o theo phương ngang và 26 mực theo phương thẳng đứng. File số liệu được định dạng theo chuẩn Grib2, mỗi bước thời gian được ghi ra 1 file, mỗi file cách nhau sáu giờ. 4.2.1. Đặc trưng trường mưa quan trắc giai đoạn bùng nổ gió mùa năm 2012 Giá trị mưa quan trắc của các trạm Nam Bộ trong giai đoạn bùng nổ gió mùa mùa hè năm 2012 được biểu diễn trong Hình 4.6. Nhận thấy, trước ngày 06 tháng Năm, mưa đã xuất hiện tại một số trạm như Cà Mau, Bảo Lộc, Đà Lạt, Buôn Ma 71 Thuột, tuy nhiên chỉ đến ngày 06 tháng Năm, mưa mưa trên 5 mm.ngày-1 mới xuất hiện ở hầu hết các trạm tại Nam Bộ. Các ngày tiếp theo, mưa được duy trì tại một số trạm như Daknong, Phú Quốc, Rạch Giá, Cà Mau, Cần Thơ, Bảo Lộc. Do đó dựa vào chỉ số mưa quan trắc có thể nhận định ngày 06 tháng Năm là ngày bùng nổ gió mùa mùa hè khu vực Nam Bộ. Hình 4.6. Lượng mưa quan trắc tại các trạm Nam Bộ từ 1/5 đến 15/5 năm 2012, đơn vị mm.ngày-.1 Hình 4.7. Lượng mưa tích lũy ngày trung bình từ (5oN – 15oN, 100oE – 110oE ), đơn vị mm.ngày-1. Nguồn: CPC (Gauge – Based) Unified Precipitation. 72 Số liệu mưa GPCP chưa được cung cấp ở thời điểm hiện tại nên luận văn sử dụng giá trị mưa CPC Unified Precipitation của NOAA trung bình từ (5o N – 15o N, 100 o E – 110o E) là chỉ số tham khảo. Giá trị mưa được biểu diễn trong Hình 4.7 cho thấy, từ đầu Tháng Tư tới giữa Tháng Năm năm 2012 có hai giai đoạn mưa lớn xuất hiện tại bán đảo Đông Dương, giai đoạn thứ nhất bắt đầu từ 06/04 và giai đoạn thứ hai bắt đầu từ 06/05. Tuy nhiên trong giai đoạn thứ nhất, mưa trên 5 mm.ngày-1 chỉ được duy trì trong khoảng hai ngày, sau đó mưa giảm hẳn, các ngày sau đó lượng mưa gần như không đáng kể. Vì vậy có thể nhận định mưa giai đoạn đầu tháng Tư này không phải là mưa gió mùa. Trong giai đoạn thứ hai, lượng mưa bắt đầu vào ngày 06 tháng Năm và được duy trì liên tục ngưỡng 5 mm.ngày-1 trong 5 ngày tiếp theo. Đến ngày 15 tháng Năm, mưa tiếp tục xuất hiện lại với lượng mưa đạt 5 mm.ngày-1. Do đó, ngày 06 tháng Năm đã chính thức đánh dấu giai đoạn bắt đầu mùa mưa tại Đông Dương năm 2012. 4.2.2. Trường mưa và trường hoàn lưu dự báo Hình 4.8. Trường mưa dự báo thời kì bùng nổ gió mùa mùa hè khu vực Nam Bộ 2012. 73 Trường mưa dự báo được biểu diễn trong Hình 4.8 cho thấy từ ngày 04 tháng Năm tới ngày 07 tháng Năm diễn ra sự di chuyển rất nhanh của dải mưa quy mô lớn từ khu vực nam Bengal lên phía bắc. Ngày 04 tháng Năm, vị trí của dải mưa vẫn ở Malaysia thì sang ngày 05 tháng Năm, dải mưa đã bao phủ toàn bộ Thái Lan và một phần bắc Lào. Ngày 06 tháng Năm chính thức đánh dấu sự bùng nổ gió mùa mùa hè tại bán đảo Đông Dương khi dải mưa đã bao phủ gần như toàn bộ Malaysia, Thái Lan, Lào, Campuchia và miền nam Việt Nam. Sang ngày 07 tháng Năm, mưa tiếp tục được duy trì cả về diện và lượng ở nơi đây. Do đó nếu bắt đầu tích phân dự báo từ ngày 04 tháng Năm, mô hình RAMS sẽ cho dự báo ngày bùng nổ gió mùa tại bán đảo Đông Dương và Nam Bộ đều là ngày 06 tháng Năm. Hình 4.9. Trường hoàn lưu mực 850 hPa dự báo cho thời kì bùng nổ gió mùa mùa hè khu vực Nam Bộ 2012. Tương đồng với sự di chuyển của dải mưa quy mô lớn lên phía bắc, trường gió mực 850 hPa được biểu diễn trong Hình 4.9 cho thấy ngày 04 tháng Năm, dòng gió tây vượt xích đạo đã phát triển lên bắc bán cầu và bao phủ toàn bộ khu vực vịnh Bengal, 74 vượt qua nam Đông Dương và đến Nam Bộ Việt Nam. Sang ngày 05 tháng Năm đới gió này tiếp tục được tăng cường. Đến ngày 07 tháng Năm, mặc dù bị suy yếu do sự phát triển trở lại của áp cao cận nhiệt đới Tây Thái Bình Dương nhưng đới gió này vẫn được duy trì ở Nam Bộ với tốc độ gió khoảng 10 m.s-1. Do đó, nếu dựa vào hình thế của trường gió mực thấp, ngày bùng nổ gió mùa mùa hè năm 2012 tại khu vực Nam Bộ có thể được dự báo xảy ra sớm hơn so với mưa quan trắc. 4.2.3. Chỉ số mưa dự báo PHU CAM CAN RAC VUN PLE BMT BAO DAK DAL 04/5 05/5 06/5 07/5 08/5 09/5 31.6 11.1 19.7 14.3 6.77 16.4 20.4 17.6 22.2 30.1 32.6 28.4 19.4 18.5 26.6 29.7 22.7 19.8 24.0 17.7 22.8 33.9 27.6 25.3 4.12 2.57 9.89 13.7 16.2 13.9 1.75 4.20 16.3 10.0 2.39 5.69 2.41 4.50 14.7 5.15 5.29 8.94 0.00 0.00 14.3 14.7 1.50 1.06 0.24 9.16 11.8 11.5 3.03 5.09 0.63 5.62 1.03 0.86 0.74 3.71 Bảng 4.6. Lượng mưa dự báo tại các trạm Nam Bộ từ 4/5 đến 9/5 năm 2012, đơn vị mm.ngày-.1 Các số bôi đậm chỉ giá trị mưa trên 5 mm.ngày-.1 Theo Hình 4.8, mưa dự báo quy mô lớn chính thức bao phủ toàn bộ khu vực bán đảo Đông Dương vào ngày 06 tháng Năm, tuy nhiên Hình 4.8 cũng cho thấy trong những ngày trước đó, mưa đã xuất hiện sớm ở một số tỉnh Nam Bộ. Do đó các giá trị mưa dự báo được nội suy về trạm được liệt kê trong Bảng 4.6 cũng cao hơn nhiều so với thực tế, điển hình là một số trạm phía nam như Cà Mau, Phú Quốc, Cần Thơ, Rạch Giá, và Vũng Tàu. Tại các khu vực cao nguyên, RAMS cho mưa dự báo ít hơn và cũng sát với quan trắc hơn. Nhưng xét trên tổng thể, nếu áp dụng chỉ số mưa trạm để dự báo, RAMS cho ngày bùng nổ gió mùa mùa hè năm 2012 là ngày 05 tháng Năm. Kết quả này sớm hơn so với thực tế một ngày. Lưu ý là năm 2012 là năm La Nina đang suy yếu, và như vậy qui luật một lần nữa lặp lại là vào các năm mang thuộc tính La Nina (dị thường SST Nino 3.4 âm), mô hình cho mưa mô phỏng cũng như dự báo diện 75 rộng xảy ra sớm hơn một ngày so với quan trắc. Mặc dù vậy, kết quả này có thể nói là rất tốt trong bối cảnh dự báo số. 4.2.4. Chỉ số gió vĩ hướng dự báo Giá trị trung bình gió vĩ hướng mực 850 hPa khu vực (10o N – 15o N, 100o E – 110 o E) được biểu diễn trong Hình 4.10 cho thấy, về hình thế chung, chỉ số gió vĩ hướng dự báo đã nắm bắt tốt những thay đổi của trường gió quy mô lớn với một cực đại vào ngày 05 tháng Năm và một cực tiểu vào 06 tháng Năm. Các ngày sau đó, chỉ số này cũng cho thấy những nét tương đồng so với chỉ số gió vĩ hướng sử dụng số liệu tái phân tích NCAR/NCEP với một xu thế tăng vào ngày 07 tháng Năm và giảm vào đầu ngày 08 tháng Năm. Hình 4.10. Trung bình gió vĩ hướng mực 850 hPa khu vực (10oN – 15oN, 100oE – 110 o E) số liệu dự báo (trái) và số liệu tái phân tích NCAR/NCEP (phải). Với ngưỡng chỉ tiêu 0,5 m.s-1, cả hai chỉ số gió vĩ hướng dự báo và chỉ số gió vĩ hướng tái phân tích đều cho ngày bùng nổ gió mùa khu vực Nam Bộ năm 2012 xảy ra trước so với chỉ số mưa quan trắc vài ngày, ngay từ khi bắt đầu dự báo. Kết quả này cũng giống như trường hợp năm 2001 như đã nói trên đây và cũng giống với kết quả thu được của Phạm Thị Thanh Hương và Trần Trung Trực (1999) [4], đó là trong nhiều trường hợp gió tây thịnh hành trong một thời gian khá dài trước khi mưa gió mùa diễn ra. Kết quả này cho thấy, chỉ số gió vĩ hướng đã chỉ thị khá chính xác ngày bùng nổ gió mùa, ngoại trừ trong các năm La Nina đang suy yếu. 76 4.2.5. Chỉ số gradient nhiệt độ Hình 4.11. Trung bình gió vĩ hướng mực 850 hPa khu vực (10oN – 15oN, 100oE – 110 o E) số liệu dự báo (trái) và số liệu tái phân tích NCAR/NCEP (phải). Mang đặc trưng của một năm La Nina đang suy yếu, gradient nhiệt độ trung bình mực cao khí quyển năm 2012 cũng đảo ngược sớm ở cả số liệu dự báo và số liệu tái phân tích. Hình 4.11 cho thấy nhiệt độ trung bình mực cao khu vực phía bắc Việt Nam (đường liền đậm) đã lớn hơn so với nhiệt độ trung bình khu vực phía nam Việt Nam (đường chấm chấm) ngay từ ngày bắt đầu tích phân (ngày 04 tháng Năm). Quy luật này cũng được nhận thấy trong trường hợp năm La Nina như năm 2001 và năm 1999 (được biểu diễn trong Hình 4.4). Trong khi năm 1999 là năm La Nina mạnh, chỉ số gradient nhiệt độ đảo ngược trước thời điểm bùng nổ gió mùa hơn chín ngày thì năm 2001, mặc dù là một năm La Nina đang suy yếu, chỉ số gradient nhiệt độ cũng đảo ngược trước ngày bùng nổ gió mùa hai ngày. Nguyên nhân của sự đảo ngược sớm này có thể không do nguyên nhân mang tính địa phương mà có thể do bình lưu nhiệt từ phía tây (vùng khí quyển mực cao phía trên Iran) sang phía đông. Đây là điều cần được nghiên cứu thêm để có thể đưa ra kết luận chính xác hơn. Do đó có thể nhận định, chỉ số gradient nhiệt độ là một chỉ số cảnh báo sớm tốt cho sự bùng nổ gió mùa mùa hè tại Nam Bộ nhưng không dùng được trong những năm La Nina mạnh. 77 KẾT LUẬN Bùng nổ gió mùa mùa hè Châu Á đánh dấu sự chuyển mùa từ mùa đông sang mùa hè của hoàn lưu bắc bán cầu. Khu vực Nam Bộ được ghi nhận là một trong những vùng hình thành gió mùa mùa hè sớm đầu tiên của Châu Á, sự hình thành này diễn ra cùng thời điểm với vịnh Bengal và Biển Đông. Dựa trên kết quả phân tích trường số liệu tái phân tích và mưa quan trắc của các năm 1998, 1999, 2001, 2004 và 2010 cho thấy gió mùa thường xuất hiện sớm trong các năm La Nina và xuất hiện muộn trong các năm El Niño. Lượng mưa quan trắc trong các năm El Niño thường thấp hơn so với các năm La Nina. Kết quả mô phỏng bởi mô hình RAMS cho thấy mô hình đã mô phỏng tốt các đặc trưng khí quyển cũng như sự di chuyển của các dải mưa quy mô lớn tại xích đạo và Đông Nam Á trong giai đoạn bùng nổ gió mùa khu vực Nam Bộ. Về đặc trưng hoàn lưu quy mô lớn, kết quả mô phỏng cho thấy quá trình bùng nổ gió mùa thường gắn liền với sự hình thành của của xoáy kép mực thấp tại Sri Lanka và sự tăng cường của gió tây nhiệt đới khu vực biển xích đạo phía nam vịnh Bengal. Đây là những dấu hiệu tham khảo dự báo tốt. Hoàn lưu mực cao cho thấy trong giai đoạn bùng nổ gió mùa, khu vực phía trên vịnh Bengal hình thành của một xoáy nghịch quy mô lớn, bao trùm từ Ấn Độ tới Việt Nam. Xoáy nghịch này làm tăng cường trường gió đông mực cao khu vực xích đạo. Đến ngày bùng nổ gió mùa, trường gió đông này vượt qua xích đạo, phát triển xuống nam bán cầu, hoàn lưu chuyển từ cấu trúc đối xứng sang cấu trúc bất đối xứng qua xích đạo. Đặc trưng trường nhiệt giai đoạn bùng nổ gió mùa mùa hè được đánh dấu bởi sự hình thành của một trung tâm nhiệt lớn tại khí quyển mực cao tại Nam Á. Dựa trên tương quan giữa các nguồn nhiệt đốt nóng, có thể nhận định rằng trung tâm nhiệt này được hình thành bởi giải phóng ẩn nhiệt đối lưu tại vùng mưa xích đạo Nam Á trong giai đoạn tiền gió mùa. Kết quả thí nghiệm mô phỏng không có địa hình cho thấy các đặc trưng của khí quyển trong giai đoạn bùng nổ gió mùa đều không xuất hiện khi địa hình bị loại bỏ. So sánh với trường hợp mô phỏng có địa hình, thông lượng động lượng tương đối được 78 vận chuyển từ vùng nhiệt đới về vùng cận nhiệt đới trong trường hợp không địa hình nhỏ hơn rất nhiều. Luận văn đã xây dựng được ba chỉ số chỉ thị ngày bùng nổ gió mùa tại Nam Bộ bao gồm chỉ số mưa, chỉ số gió vĩ hướng và chỉ số gradient nhiệt độ. Chỉ số mưa mô phỏng cho ngày bùng nổ gió mùa chính xác trong những năm El Niño và năm trung tính nhưng sớm hơn một ngày trong những năm La Nina mạnh. Nhìn chung, chỉ số gió vĩ hướng mô phỏng cho ngày bùng nổ gió mùa trùng hoặc sớm hơn so với mưa quan trắc, ngoại trừ năm La Nina mạnh 1999 chỉ số gió vĩ hướng mô phỏng và tái phân tích đều muộn hơn một ngày. Chỉ số gradient nhiệt độ mô phỏng nói chung cho ngày bùng nổ sớm hơn so với mưa quan trắc, ngoại trừ năm El Niño 1998 muộn hơn bốn ngày. Chỉ số gradient nhiệt độ không có độ tin cậy trong năm La Nina mạnh 1999. Trong trường hợp áp dụng dự báo cho năm 2012, chỉ số mưa dự báo nội suy về trạm cho ngày bùng nổ gió mùa sớm hơn một ngày so với mưa quan trắc. Chỉ số gió vĩ hướng và chỉ số gradient nhiệt độ đều cho ngày bùng nổ gió mùa sớm hơn so với mưa quan trắc tương tự như trường hợp năm La Nina suy yếu 2001. Vì các chỉ số khác nhau đưa ra thời điểm bùng nổ khác nhau, do đó luận văn đề xuất kết hợp chỉ số mưa dự báo với các chỉ số khác để có dự báo ngày bùng nổ gió mùa chính xác. 79 TÀI LIỆU THAM KHẢO Tiếng Việt 1. Nguyễn Đức Ngữ và Nguyễn Thị Hiền Thuận (2006), “Đề xuất chỉ số hoàn lưu gió mùa để nghiên cứu tính biến động của gió mùa mùa hè ở Nam bộ”. Tạp chí Khí tượng Thuỷ văn, số 5, trang 1 – 10. 2. Nguyễn Thị Hiền Thuận (2001), “Gió mùa tây nam trong thời kỳ đầu mùa ở Tây Nguyên và Nam Bộ”. Tạp chí Khí tượng Thuỷ văn, số 7, trang 1 – 7. 3. Nguyễn Thị Hiền Thuận (2008), “Sự biến động các chỉ số gió mùa mùa hè ở Nam Bộ trong các pha ENSO”, Phân viện KTTV & MT phía Nam. 4. Phạm Thị Thanh Hương và Trần Trung Trực (1999), “Nghiên cứu mở đầu gió mùa mùa hè trên khu vực Tây Nguyên – Nam bộ và quan hệ của nó với hoạt động ENSO”, Báo cáo tổng kết Đề tài Khoa học, Tổng cục Khí tượng Thuỷ văn, 80 trang. 5. Trần Việt Liễn (2007), “Chỉ số gió mùa và việc sử dụng chúng trong đánh giá mối quan hệ mưa – gió mù"a ở các vùng lãnh thổ Việt Nam, phục vụ yêu cầu nghiên cứu và dự báo gió mùa”, Trung tâm Khoa học Công nghệ KTTV & MT. 6. TS. Trần Quang Đức (2010), “Nghiên cứu tác động của ENSO đến gió mùa mùa hè khu vực Việt Nam”, Tạp chí Khoa học ĐHQGHN, Khoa học Tự nhiên và Công nghệ Tập 27, số 3S, tr. 14 – 20. Tiếng Anh 7. Ananthakrishman R., Acharya U. R. and Ramakrishman A. R. (1967), “On the criteria for declaring the onset of the southwest monsoon over Kerala”, Forecast Manual. FMU Report No. IV-18.1: 52, India Meteorological Department, Pune, India. 8. Chang C. P., McBride J., Hsu H. H. (2004), “Maritime continent monsoon: annual cycle and boreal winter variability”, East Asian Monsoon, C. P. Chang, Ed, World Scientific Publishing Co. Pte. Ltd., 107 – 152. 9. Ding Y. (2004), “Seasonal march of the East – Asian summer monsoon. East Asian Monsoon”, C.P.Chang, Ed, World Scientific Publishing Co. Pte. Ltd.,3–53. 10. Fasullo J. and Webster P. J. (2003) “A hydrological definition of India monsoon 80 onset and withdrawal”, J. Climate 16 3200-3211. 11. Gill A. E., (1980), “Some simple solutions for heat-induced tropical circulation”, Quart. J. Roy. Meteor. Soc, Volume 106, Issue 449, pages 447–462, July 1980. 12. Goswami, B. N. , V. Krishnamurthy and H. Annamalai (1999), “A broad scale circulation index for the interannual variability of the Indian summer monsoon”, Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 125,611–633. 13. He J., Yu J., Shen X., and Gao H. (2004) “Research on mechanism and variability of East Asia monsoon”, J. Trop. Meteo., 20(5) 449–459. 14. Held, Isaac M., Hou, Arthur Y. (1980), “Nonlinear axially symmetric circulations in a nearly inviscid atmosphere”, J. Atmos. Sci., vol. 37, Issue 3, pp.515-533. 15. Lau, K. M., and S. Yang (1997), “Climatology and interannual variability of the Southeast Asian summer monsoon”, Adv. Atmos. Sci., 14,141–162. 16. Li C., and Qu X. (1999), “Characteristics of Atmospheric Circulation Associated with Summer monsoon onset in the South China Sea. Onset and Evolution of the South China Sea Monsoon and Its Interaction with the Ocean”, Ding Yihui, and Li Chongyin, Eds, Chinese Meteorological Press, Beijing, 200–209. 17. Lu J., Zhang Q., Tao S., and Ju J. (2006), “The onset and advance of the Asian summer monsoon”, Chinese Science Bulletin, 51(1), 80–88. 18. Matsumoto J. (1997), “Seasonal transition of summer rainy season over Indochina and adjacent monsoon region”. Adv. Atmos. Sci., 14,231–245. 19. Pai D. S., Nair R. M., (2008), “Summer monsoon onset over Kerala: New definition and prediction”, J.Earth.Sys.Sci 2009, vol. 118, no2, pp. 123-135 [13 page(s) (article)] (1 p.) . 20. Plum R. A, Hou A., Arthur Y., “The response of a zonally symmetric atmosphere to subtropical thermal forcing: Threshold behavior”, J. Atmos.Sci., vol. 49, no. 19 p. 1790-1799. Oct. 1, 1992. 21. Privé, Nikki C., Alan P. (2007), “Monsoon dynamics with interactive forcing. Part I: Axisymmetric Studies”, J. atmos. Sci., 64, 1417–1430. 22. Rao Y. P. (1976) “Southwest monsoon”, Meteorological Monograph, Synoptic Meteorology No. 1/1976. India Meteorological Department, New Delhi. 23. Syukuro M., Theodore B. T. (1973), “The effect of mountains on the general circulation of atmosphere as identified by numerical experiments”, Geophysical 81 Fluid Dynamics Laboratory/NCAR/NCEP, Princeton University, Princetion, N.J. 08540. 24. Tanaka M. (1992), “Intraseasonal oscillation and the onset and retreat dates of the summer monsoon east, southeast Asia and the western Pacific region using GMS high cloud amount data”, J. Meteorol. Soc. Japan 70 613 – 628. 25. Tao S., Chen L. (1987), “A review of recent research on East summer monsoon in China”, Monsoon Meteorology, C. P. Changand T. N. Krishramurti, Eds, Oxford University Press, Oxford, 60 – 92. 26. Wang B. (2003), “Atmosphere–warm ocean interaction and its impacts on Asian– Australian monsoon variation”, J.Climate, vol. 16, Issue 8, pp.1195-1211. 27. Wang B. (2004), “Definition of South China Sea monsoon onset and commencement of the East Asia summer monsoon”, J. Climate, 17, 699–710. 28. Wang B. and Wu R. (1997), “Peculiar temporal structure of the South China Sea summer monsoon”, J. Climate 15 386 – 396. 29. Wang B., Lin H. (2002), “Rainy season of the Asian Pacific summer monsoon”, J. Climate, 15, 386 – 398. 30. Wang L., He J., and Guan Z. (2004), “Characteristic of convective activities over Asian Australian ”landbridge” areas and it spossible factors”, Act a Meteorologic a Sinica, 18,441–454. 31. Wang, B., and Z. Fan (1999), “Choice of South Asian Summer Monsoon Indices”, Bull. Amer. Meteor. Sci., 80, 629–638. 32. Wang, B., J.-Y. Lee, I.-S. Kang, J. Shukla, J.-S. Kug, A. Kumar, J. Schemm, J.-J. Luo,T.Yamagata, and C.-K. Park (2008), “How accurately do coupled climate models predict the Asian-Australian monsoon interannual variability?”, Climate Dyn., 30, 605-619. DOI10.1007/s00382-007-0310-5. 33. Webster P. J., S. Yang (1992), “Monsoon and ENSO: Selectively interactive systems”, Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 118, 877–926. 34. Webster, P. J., V. O. Magana, T. N. Palmer, J. Shukla, R. A. Tomas, M. Yanai, and T. Yasunari (1998), “Monsoons: Processes, predictability, and teprospects for prediction”, J. Geophys. Res., 103, 14451–14510. 35. Widger, William K., Jr., “A study of the flow of angular momentum in the atmosphere”, J. Atmos.Sci., vol. 6, Issue 5, pp.292-299. 82 36. Wu G., Zhang Y. (1998), “Tibetan plateau forcing and the timing of the monsoon onset over South Asia and the South China Sea”, Mon.Wea.Rev., 126,913–927. 37. Zeng Q. and Li J. (2002), “Interaction between the northern and southern hemispheric atmospheres and the essence of monsoon”. Chinese J. Atmos. Sci., 26(4), 433 – 448. 38. Zhang, Z., J. C. L. Chan, and Y. Ding (2004), “Characteristics, evolution and mechanisms of the summer monsoon onset over Southeast Asia”, J.Climatology. 24, 1461–1482.