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

Nghiên cứu một số đặc trưng nhiệt động lực qui
mô lớn thời kỳ bùng nổ gió mùa mùa hè trên
khu vực Nam Bộ


Bùi Minh Tuân


Trường Đại học Khoa học Tự nhiên
Luận văn ThS chuyên ngành: Khí tượng và Khí hậu học; Mã số: 60 44 87
Người hướng dẫn: TS. Nguyễn Minh Trường
Năm bảo vệ: 2012


Abstract: Trình bày tổng quan về bùng nổ gió mùa mùa hè khu vực Châu Á. Nhiệt động
lực qui mô lớn thời kì bùng nổ gió mùa qua số liệu tái phân tích: đặc trưng trường mưa
GPCP giai đoạn bùng nổ gió mùa; đặc trưng trường gió tái phân tích. Kết quả mô bằng
mô hình RAMS: các điều kiện ban đầu và cấu hình miền tính; phân bố mưa mô phỏng;
đặc trưng hoàn lưu mô phỏng; đặc trưng của trường nhiệt phô phỏng; vai trò của giải
phóng ẩn nhiệt quy mô lớn. Xây dựng chỉ số gió mùa và trường hợp dự báo cho năm
2012.

Keywords: Khí hậu học; Hoàn lưu khí quyển; Gió; Nam bộ


Content
MỞ ĐẦU
Gió mùa Châu Á là hệ thống gió mùa lớn nhất, đặc trưng nhất trong hệ thống khí hậu
toàn cầu. Sự hoạt động của nó có vai trò cực kì quan trọng tới sự phát triển kinh tế, xã hội của
các quốc gia nơi đây, đặc biệt với một quốc gia nông nghiệp như Việt Nam.
Trong luận văn này, mô hình RAMS được sử dụng để mô phỏng sự phát triển của hoàn lưu

khí quyển quy mô lớn thời kì bùng nổ gió mùa mùa hè khu vực Nam Bộ trong các năm 1998,
1999, 2001, 2004 và 2010 nhằm xác định những đặc trưng cơ bản và cơ chế nhiệt động lực của
quá trình bùng nổ gió mùa, trong đó đặc biệt nhấn mạnh vai trò của lục địa – địa hình trong sự
tương phản với các đại dương xung quanh. Kết quả nghiên cứu cho thấy, giai đoạn bùng nổ gió
mùa mùa hè Nam Bộ gắn liền với sự hình thành của một trung tâm nhiệt lớn phía trên khu vực
Nam Á. Trung tâm nhiệt này gây nên sự đảo ngược của gradient nhiệt độ kinh hướng tại các mực
trên cao với bán cầu mùa hè trở thành bán cầu có nhiệt độ cao hơn. Trung tâm nhiệt này cũng
đồng thời tạo nên một xoáy nghịch mực cao rất lớn với hoàn lưu mở rộng từ vùng biển Ả rập tới
Việt Nam. Ở các mực dưới thấp, một dòng xiết gió tây kéo dài từ vùng biển Đông Phi tới phía
nam vịnh Bengal, đồng thời xoáy kép Sri Lanka xuất hiện và tăng cường rất mạnh trường gió tây
nhiệt đới xích đạo này. Cùng thời điểm đó, áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương đột ngột thay
đổi cấu trúc và rút lui rất nhanh sang phía đông, chỉ ra sự chuyển mùa đang diễn ra ở khu vực
này. Sự di chuyển này đồng thời tạo điều kiện cho dải mưa nhiệt đới di chuyển dần lên phía bắc
và trường gió tây nam phát triển tới bán đảo Đông Dương. Luận văn được bố cục thành bốn
chương, ngoài phần mở đầu, kết luận và tài liệu tham khảo như sau:
Chương 1: Tổng quan về bùng nổ gió mùa mùa hè khu vực Châu Á.
Chương 2: Nhiệt động lực qui mô lớn thời kì bùng nổ gió mùa qua số liệu tái phân tích
Chương 3: Kết quả mô bằng mô hình RAMS.
Chương 4: Xây dựng chỉ số gió mùa và trường hợp dự báo cho năm 2012.

Chương 1
TỔNG QUAN VỀ BÙNG NỔ GIÓ MÙA MÙA HÈ
KHU VỰC CHÂU Á

1.1. Ý nghĩa của nghiên cứu gió mùa mùa hè
Gió mùa mùa hè Châu Á là hệ thống gió mùa lớn nhất và đặc trưng nhất trong hệ thống khí
hậu toàn cầu. Giai đoạn bùng nổ của hệ thống này được đánh dấu bởi sự đảo ngược của hoàn lưu
quy mô lớn và thay thế đột ngột mùa khô bởi mùa mưa trong chu kì hàng năm. Một mặt, gió mùa
xuất hiện cung cấp một lượng nước lớn rất cần thiết cho nông nghiệp, sản xuất, nhưng mặt khác
mưa lớn và dồn dập trong nhiều ngày lại là nguyên nhân của các thảm họa nghiêm trọng như lũ

quét, xói lở đất, phá hủy mùa màng, làm ngập khu dân cư, khu công nghiệp và các vùng nuôi
trồng thủy hải sản Bên cạnh đó, sự xuất hiện của gió mùa thường kèm theo những hiện tượng
thời tiết nguy hiểm như giông, tố, lốc xoáy do đó thường xuyên gây ra những thiệt hại lớn tới
hoạt động kinh tế, xã hội và thậm chí đe dọa tính mạng con người.
Việt Nam nằm trong khu vực nhiệt đới gió mùa châu Á nên khí hậu của Việt Nam chịu chi
phối hoàn toàn bởi hệ thống này. Với hơn 70% dân số làm nghề nông cùng với hệ thống nhà máy
thủy điện dày đặc, nhu cầu sử dụng nước của Việt Nam là rất lớn. Tuy nhiên, lượng nước sản
sinh từ ngoài lãnh thổ Việt Nam chiếm tới xấp xỉ hai phần ba tổng lượng nước có được nên rất
khó chủ động trong việc khai thác và sử dụng. Hơn nữa, ở thời điểm hiện tại việc tranh chấp sử
dụng nước giữa các quốc gia đã và đang phát sinh những mâu thuẫn gay gắt, ảnh hưởng lớn tới
việc sử dụng nguồn tài nguyên này trong tương lai. Vì vậy, những dự báo chính xác về hoạt động
của gió mùa cả ở hạn ngắn và hạn dài đều có vai trò rất quan trọng giúp đưa ra những định
hướng.
Về mặt khoa học, nghiên cứu gió mùa là nghiên cứu hệ thống hoàn lưu quy mô lớn, chứa
đựng trong đó các hệ thống thời tiết quy mô nhỏ hơn. Nghiên cứu gió mùa giúp hiểu rõ hơn
những cơ chế hình thành và vận động của khí quyển, giải quyết được bài toán này sẽ cải thiện rất
lớn khả năng dự báo thời tiết trong tương lai. Đặc biệt, trong hoàn cảnh khí hậu đang bị biến đổi
do sự nóng lên toàn cầu, việc hiểu rõ được cơ chế vận động của khí quyển là cực kì quan trọng.
Mặt khác, các mô hình dự báo khí hậu hiện nay vẫn chưa thực sự nắm bắt được những quá trình
động lực có thể dẫn đến sự thay đổi hoàn toàn của hệ thống khí hậu (ví dụ như các quá trình hồi
tiếp trong khí quyển), do đó dẫn đến những dự báo chưa chính xác.
Từ những thực tiễn trên, nghiên cứu gió mùa ở Việt Nam đặt ra là một nhu cầu cấp thiết,
có vai trò quan trọng nhiều mặt. Vì vậy tôi đề xuất đề tài:“ Nghiên cứu một số đặc trưng nhiệt
động lực quy mô lớn thời kì bùng nổ gió mùa mùa hè khu vực Nam Bộ” nhằm hướng đến vấn đề
quan trọng này.
1.2. Thực tiễn nghiên cứu gió mùa mùa hè ở Việt Nam
Nam Bộ nằm trong khu vực giao tranh của hai hệ thống gió mùa lớn là hệ gió mùa mùa hè
Nam Á và gió mùa mùa hè Đông Á, do đó mưa gió mùa ở Nam Bộ có diễn biến phức tạp do chịu
tác động của cả hai hệ thống này. Theo trung bình khí hậu, mùa mưa tại Nam Bộ bắt đầu vào
cuối tháng Tư tới đầu tháng Năm, được đánh dấu bởi sự hình thành của gió tây nam nhiệt đới

thổi từ vịnh Bengal sang. Theo rất nhiều nghiên cứu trên thế giới, giai đoạn này trùng với thời
điểm xuất hiện mưa tại vịnh Bengal và nam Biển Đông, và là những khu vực xuất hiện mưa mùa
hè sớm nhất của gió mùa mùa hè châu Á. Gió mùa mùa hè Ấn Độ thường xuất hiện muộn hơn
sau đó khoảng hai tuần. Tuy nhiên, ngày bắt đầu mùa mưa tại Nam Bộ có sự dao động lớn giữa
các năm và phân bố mưa giữa các khu vực cũng không hoàn toàn giống nhau.
Trước đây các nghiên cứu về bùng nổ gió mùa mùa hè ở Việt Nam chủ yếu được thực hiện
bằng phương pháp phân tích các hình thế synốp. Ví dụ, trong đề tài cấp Tổng cục (nay là Bộ Tài
nguyên và Môi trường) năm 1999, các tác giả Phạm Thị Thanh Hương và Trần Trung Trực [4]
đã sử dụng số liệu mưa quan trắc lấy trung bình trượt năm ngày và gió vĩ hướng 850 hPa để xác
định thời điểm bùng nổ gió mùa mùa hè trên khu vực Nam Bộ. Cụ thể, khi lượng mưa vượt 25
mm/ngày hoặc gió vĩ hướng 850 hPa chuyển từ thành phần hướng đông sang hướng tây thì có
thể xem là xảy ra bùng nổ gió mùa. Điều đáng nói là hai chỉ tiêu này nhiều khi không đồng thời
thỏa mãn. Ngoài ra kết quả nghiên cứu của đề tài cũng cho thấy thời điểm bùng nổ gió mùa trên
khu vực Tây Nguyên và Nam Bộ thường gắn với thời kỳ có xoáy thuận hoạt động trên khu vực
vịnh Bengal. Tương tự như vậy là các bộ chỉ số gió mùa với các nghiên cứu của Trần Việt Liễn
(2007) [5]. Các chỉ số được xây dựng chủ yếu dựa trên trường gió tái phân tích mực 850 hPa
nhằm xác định thời điểm bùng nổ và kết thúc của gió mùa. Đồng thời tìm hiểu mối liên hệ giữa
trường mưa và trường gió của gió mùa mùa hè trên khu vực Nam Bộ.
Cho tới thời điểm hiện tại, các nghiên cứu về thời kì bùng nổ gió mùa ở Việt Nam còn rất ít.
Hơn nữa, những nghiên cứu chỉ dừng lại ở mức đánh giá định tính những xu thế biến đổi của gió
mùa, chưa đưa ra được một cơ chế phản ánh đầy đủ bản chất của gió mùa. Những chỉ số gió mùa
và các yếu tố tác động được đưa ra thường bỏ qua các đặc trưng quy mô lớn và chưa loại đi được
tác động gây nhiễu của các yếu tố địa phương. Do đó, kết quả đạt được của nghiên cứu gió mùa
mùa hè ở Việt Nam là chưa cao và chưa phù hợp với nhu cầu đặt ra.
1.3. Thực tiễn nghiên cứu gió mùa mùa hè trên thế giới
Đặc trưng bùng nổ và cơ chế nhiệt động lực của gió mùa luôn là vấn đề chính của các nghiên
cứu về gió mùa mùa hè Châu Á, đặc biệt là những nghiên cứu về khu vực xuất hiện đầu tiên của
gió mùa như nghiên cứu của Wang và Lin (2002) [29], Ding (2004) [9], Wang (2004) [30]. Tuy
nhiên, do vẫn còn nhiều vấn đề gây tranh cãi nên chưa có một kết luận chung chính thức được
đưa ra. Cho tới thời điểm hiện tại, có bốn quan điểm chính về khu vực bùng nổ đầu tiên của gió

mùa như sau:
- Gió mùa bùng nổ đầu tiên tại Biển Đông sau đó mở rộng lên phía bắc và phía tây (Tao và
Chen, 1987) [25]
- Gió mùa bùng nổ đầu tiên tại vịnh Bengal (Wu và Zhang, 1998) [36]
- Gió mùa bùng nổ đầu tiên tại bán đảo Đông Dương và khu vực phía nam xung quanh (Li và
Qu, 1999 [16]; Zhang, 2004 [38]; Lau và Yang, 1997 [15]; Matsumoto, 1997 [18]; Webster,
1998 [34]; Wang và Fan, 1999 [31]; Lu và đồng tác giả, 2006 ) [17]
- Gió mùa bùng nổ cùng lúc ở vịnh Bengal, Biển Đông và bán đảo Đông Dương (He và đồng
tác giả, 2004 [13]; Wang và đồng tác giả, 2003[26] )
Gió mùa mùa hè (mùa đông) Châu Á và gió mùa mùa đông (mùa hè) Châu Úc có mối liên hệ
chặt chẽ với nhau, thậm chí có thể gộp chung thành hệ thống gió mùa Á – Úc. Do đó, sự dịch
chuyển theo mùa của gió mùa Châu Á, sự tương tác giữa khí quyển ở bán cầu bắc và bán cầu
nam và sự dịch chuyển của đối lưu vùng nhiệt đới giữa hai châu lục là không thể tách rời. Zeng
và Li (2002) [37] cho rằng sự di chuyển của vùng đối lưu nhiệt quy mô hành tinh trùng pha với
các sóng tựa tĩnh hành tinh (tác động chính) và tương phản đất biển, độ cao địa hình (tác động
phụ) là nguyên nhân của vùng mưa gió mùa Châu Á – Úc. Khu vực Maritime Continent bao gồm
cả Sumatra và Kalimanta là khu vực đối lưu phát triển lớn nhất trên thế giới, và sự di chuyển
của đối lưu Sumatra rất “gần” với sự bùng nổ gió mùa tại bán đảo Đông Dương. Nếu gọi vùng
Maritime Continent là “cây cầu” nối giữa hai lục địa Châu Á và Châu Úc (He, 2004 [13]; Chang,
2004 [8]; Wang , 2004 [30]) thì cơ chế dịch chuyển theo mùa của đối lưu khu vực này chính là
cơ chế gây bùng nổ gió mùa mùa hè Châu Á.
Quan điểm cổ điển nhìn nhận tương phản đốt nóng giữa lục địa – đại dương là nguyên nhân
chính của gió mùa, tuy nhiên cách nhìn nhận này không giải thích thỏa đáng cho sự bùng nổ đột
ngột của gió mùa cũng như các chu kì hoạt động – gián đoạn của hệ thống này. Webster và đồng
tác giả (1998) [34] đã chỉ ra rằng bên cạnh đốt nóng bề mặt, có rất nhiều yếu tố tác động dẫn đến
sự phức tạp của gió mùa. Một cách tổng quan, tất cả các yếu tố có thể liệt kê bao gồm: lục địa,
giải phóng ẩn nhiệt đối lưu, ENSO.
1.4. Các chỉ tiêu nghiệp vụ
Trong nghiên cứu, ngày bùng nổ gió mùa mùa hè có thể được xác định bởi rất nhiều các chỉ
tiêu có thể kể đến như: chỉ tiêu mưa, chỉ tiêu gió bề mặt và gió ở các mực trên cao, chỉ tiêu bức

xạ phát xạ sóng dài (OLR)… Để xác định ngày bùng nổ gió mùa mùa hè tại Biển Đông, Tanaka
(1992) [24] sử dụng lượng mây vệ tinh tầng cao, Wang và Wu (1997) [28] sử dụng gió vĩ hướng
và OLR còn Wang (2004) [30] sử dụng chỉ tiêu dựa trên giá trị trung bình gió 850 hPa trong
miền 5
o
N – 15
o
N; 110
o
E – 120
o
E. Fasullo và Webster (2003) [10] xác định ngày bùng nổ gió
mùa mùa hè tại Ấn Độ sử dụng thông lượng ẩm được vận chuyển tới khu vực này thay vì sử
dụng giá trị mưa
Chương 2
NHIỆT ĐỘNG LỰC QUI MÔ LỚN THỜI KÌ BÙNG NỔ
GIÓ MÙA QUA SỐ LIỆU TÁI PHÂN TÍCH

2.1. Lựa chọn các năm và giai đoạn nghiên cứu
2.1.1. Lựa chọn các năm nghiên cứu
Year
DJF
JFM
FMA
MAM
AMJ
MJJ
JJA
JAS
ASO

SON
OND
NDJ
1998
2.2
1.8
1.4
0.9
0.4
-0.2
-0.7
-1.0
-1.2
-1.2
-1.4
-1.5
1999
-1.5
-1.3
-1.0
-0.9
-0.9
-1.0
-1.0
-1.1
-1.1
-1.3
-1.5
-1.7
2001

-0.7
-0.6
-0.5
-0.3
-0.2
-0.1
0.0
0.0
-0.1
-0.2
-0.2
-0.3
2004
0.3
0.2
0.1
0.1
0.1
0.3
0.5
0.7
0.7
0.7
0.7
0.7
2010
1.6
1.4
1.1
0.7

0.2
-0.3
-0.8
-1.2
-1.4
-1.5
-1.5
-1.5
Bảng 2.1. Dị thường nhiệt độ mặt nước biển trung bình trượt ba tháng tại vùng
Niño 3.4 (5
o
N – 5
o
S, 120
o
– 170
o
W). Nguồn
R/NCEP.gov/products/analysis_monitoring/ensostuff/ensoyears.shtml.
2.1.2. Lựa chọn các giai đoạn nghiên cứu

Ngày bắt đầu mô phỏng
Ngày kết thúc mô phỏng
Ngày bùng nổ gió mùa
theo quan trắc tại trạm
1998
08/05
22/05
15/05
1999

14/04
28/04
21/04
2001
02/05
16/05
11/05
2004
04/05
18/05
12/05
2010
14/05
28/05
21/05
Bảng 2.2. Thời gian mô phỏng giai đoạn bùng nổ gió mùa mùa hè của các năm
1998, 1999, 2001, 2004 và 2010.


2.2. Đặc trưng trường mưa GPCP giai đoạn bùng nổ gió mùa
2.2.1. Đặc trưng về khu vực phân bố của mưa
Dựa trên phân bố mưa quy mô lớn trung bình ngày của GPCP được thể hiện trên Hình
2.1 cho thấy, trong giai đoạn bùng nổ gió mùa mùa hè Nam Bộ tồn tại hai dải mưa chính, một tại
bán đảo Đông Dương và Đông Á và một dải mưa khác tại vùng biển xích đạo nhiệt đới phía bắc
Australia. Mưa tại Nam Bộ trong giai đoạn này nằm trong dải mưa lớn thứ nhất, mở rộng từ vịnh
Bengal, qua Việt Nam và đôi khi kết nối với các dải mưa lớn khác ở phía đông Trung Quốc (ví
dụ trong các năm 1998 và 2010). Sự kết nối này hình thành nên một dải mưa khổng lồ bao trùm
gần như toàn bộ khu vực lục địa ven biển của Châu Á.
2.2.2. Đặc trưng trường bức xạ sóng dài
Như đã đề cập ở phần trước, đặc trưng quan trọng của bùng nổ gió mùa mùa hè là sự

bùng phát mạnh mẽ của đối lưu quy mô lớn. Nam Bộ nằm rất gần với các ổ đối lưu lớn như ổ đối
lưu xích đạo (khu vực nằm giữa Châu Á và Châu Úc) và các vùng đối lưu nhỏ hơn như vùng đối
lưu ở phía nam vịnh Bengal. Do đó, khi quan sát sự di chuyển của các vùng đối lưu này có thể
đưa ra những nhận định quan trọng về các giai đoạn phát triển của gió mùa mùa hè cho khu vực
Nam Bộ.
2.3. Đặc trưng trường gió tái phân tích
2.3.1. Đặc trưng trường gió ngày bùng nổ gió mùa
Ngoài các đặc trưng về mưa, một đặc trưng hoàn lưu quan trọng của khu vực Nam Bộ
giai đoạn bùng nổ gió mùa là sự xuất hiện của gió tây nhiệt đới mực thấp. Quy mô của đới gió
này được biểu diễn trong Hình 2.3 với đại diện là trường gió mực 850 hPa. Một cách trực quan
có thể thấy đới gió này nằm trong một dải gió tây rất lớn, có nguồn gốc từ nam bán cầu, vượt qua
xích đạo tới bắc bán cầu. Với quy mô ngang trải dài trên nhiều vĩ độ và quy mô dọc hàng nghìn
km chiều dài, tốc độ gió trung bình đạt trên 15 m.s
-1
nên có thể coi dải gió này như một dòng xiết
mực thấp khổng lồ kết nối giữa hai bán cầu trong mùa hè bắc bán cầu.
Khu vực Nam Bộ nằm trong khu vực chuyển tiếp và kết nối của dòng xiết này với các hệ
thống hoàn lưu quy mô lớn khác. Hơn nữa do tác động của địa hình, tốc độ gió tây ở Nam Bộ
tương đối nhỏ hơn so với tốc độ gió ở vịnh Bengal hoặc vùng biển xích đạo nhiệt đới Sri Lanka.
Sau khi vượt qua Nam Bộ và Biển Đông, đới gió này hòa vào hoàn lưu rìa phía bắc của áp cao
Tây Thái Bình Dương và trở thành hoàn lưu ngoại nhiệt đới như dải mưa Mei-yu phía đông
Trung Quốc. Mặc dù hệ số tương quan của mưa vùng Đông Á đối với các hệ thống gió mùa nhiệt
đới là tương đối nhỏ, tuy nhiên hoàn lưu gió mùa này cũng đóng góp một phần quan trọng trong
việc vận chuyển ẩm từ vịnh Bengal và Biển Đông với các vùng mưa nơi đây.
2.3.2. Đặc trưng khí hậu của trường gió giai đoạn đầu mùa hè
Tới thời điểm hiện tại, việc phân chia các khu vực gió mùa khu vực Châu Á vẫn còn
nhiều tranh cãi. Quan điểm truyền thống cho rằng gió mùa khu vực Việt Nam là sự mở rộng sang
phía đông của gió mùa Ấn Độ, nhưng cũng có nhiều ý kiến cho rằng gió mùa mùa hè khu vực
Việt Nam là kiểu gió mùa chyển tiếp giữa hai hệ thống gió mùa nhiệt đới và gió mùa ngoại nhiệt
đới. Nếu chỉ dựa vào các hình thế hoàn lưu của từng năm riêng rẽ sẽ rất khó để xác định hoặc

thậm chí có thể đưa ra những nhận định sai lầm. Hơn nữa, gió mùa chịu tác động rất mạnh bởi
ENSO nên để có được góc nhìn chính xác về các đặc trưng khí hậu của hệ thống quy mô lớn này,
chuỗi số liệu phân tích cần phải đủ dài. Do đó, bằng phương pháp hàm trực giao tự nhiên (EOF),
khoảng thời gian 30 năm (từ năm 1980 tới 2010) của số liệu gió tái phân tích NCAR/NCEP
được chọn ra để phân tích. Kết quả phân tích được biểu diễn trong Hình 2.5.
2.4. Đặc trưng trường nhiệt tái phân tích
Theo quan điểm truyền thống, sự chênh lệch giữa đốt nóng bề mặt của lục địa và đại
dương vẫn được nhận định như một yếu tố có vai trò quan trọng nhất đối với việc hình thành nên
gió mùa. Đặc biệt đối với gió mùa Châu Á, cao nguyên Tibet vẫn được coi như một yếu tố nền
tảng, là chiếc lò sưởi khổng lồ, đốt nóng không khí xunh quanh và đẩy chúng lên cao theo hình
xoắn ốc.
Các đặc trưng trường nhiệt mực 850 hPa trong Hình 2.6 cho thấy, trong ngày bùng nổ gió
mùa mùa hè Nam Bộ, hai khu vực có nhiệt độ cao nhất là Ấn Độ và Ả rập với nhiệt độ khoảng
302 K. Sườn phía đông của cao nguyên Tibet tồn tại một rãnh lạnh với đường rãnh kéo dài từ
bán đảo triều tiên xuống phía bắc Việt Nam. Nam Bộ nằm giữa hai hệ thống nhiệt này với nhiệt
độ trung bình vào khoảng 294 K. Nhiệt độ khí quyển ở các khu vực đại dương xung quanh là
tương đối đều nhau ở khoảng 292 K. Chênh lệch nhiệt độ giữa Nam Bộ và các vùng xung quanh
vào khoảng 2 K. Do đó có thể nhận định sự tương phản giữa đốt nóng bề mặt mạnh nhất giữa lục
địa và đại dương trong giai đoạn này không diễn ra ở khu vực cao nguyên Tibet mà tại khu vực
Ấn Độ và Ả rập.




Chương 3
KẾT QUẢ MÔ PHỎNG BẰNG MÔ HÌNH RAMS

3.1. Các điều kiện biên, điều kiện ban đầu và cấu hình miền tính
Trong luận văn này, mô hình RAMS (the Regional Atmospheric Modeling System) được
sử dụng để mô phỏng hoàn lưu khí quyển thời kì bùng nổ gió mùa trong các năm 1998, 1999,

2001, 2004 và 2010. Mô tả chi tiết về mô hình có thể tham tìm trên trang web .
Tâm miền tính đặt tại 19
o
N – 95
o
E, sử dụng phép chiếu cực. Cấu hình miền tính bao gồm 271
bước lưới theo phương vĩ tuyến, 221 bước lưới theo phương kinh tuyến và 30 mực theo phương
thẳng đứng. Độ phân giải ngang là 45 km x 45 km. Lớp dưới cùng dày 100 m, độ dày các lớp
tiếp theo bằng độ dày lớp ngay sát bên dưới nhân với 1,15. Khi độ dày lớp thẳng đứng đạt 1200
m, các lớp tiếp theo đó sẽ được gắn bằng 1200 m. Bước thời gian tích phân là 30 s, các sơ đồ
tham số hóa đối lưu Kain-Fritsh cải tiến và sơ đồ bức xạ Mahrer/Pielke được kích hoạt 5 phút
một lần.
3.2. Phân bố mưa mô phỏng
3.2.1. Đặc trưng phân bố mưa mô phỏng về diện
Giá trị mưa mô phỏng được biểu diễn trong Hình 3.1 tới Hình 3.5 cho thấy trước thời
điểm xuất hiện mưa mùa hè tại Nam Bộ tồn tại ba khu vực mưa chính bao gồm dải mưa tại vùng
xích đạo Indonesia, dải mưa tại khu vực front Mei – yu phía đông Trung Quốc và một vùng mưa
lớn tại Sri Lanka. Gần tới ngày bùng nổ gió mùa, dải mưa xích đạo có xu hướng di chuyển rất
nhanh lên phía bắc, lan qua Malaysia tới bán đảo Đông Dương. Sự di chuyển này thường diễn ra
đồng thời với sự dịch chuyển của xoáy thuận Sri Lanka vào vịnh Bengal, tạo lên sự bùng phát
mưa tại các khu vực này. Đến ngày bùng nổ gió mùa, các dải mưa lớn với lượng mưa trên 10
mm.ngày
-1
đều đã xuất hiện ở Bengal, bán đảo Đông Dương và vùng xích đạo nhiệt đới
Indonesia. Hầu hết các trường hợp mô phỏng cũng cho thấy bùng nổ gió mùa tại Nam Bộ thường
diễn ra sau sự xuất hiện của xoáy kép tại Sri Lanka vài ngày, mặc dù cơ chế vật lý giải thích cho
hiện tượng này là chưa rõ ràng, tuy nhiên có thể coi xoáy thuận này như một tín hiệu dự báo rất
tốt cho sự xuất hiện của mưa gió mùa tại Nam Bộ.
3.2.2. Đặc trưng mưa mô phỏng về lượng
Khả năng mô phỏng mưa về lượng của mô hình RAMS được đánh già từ Hình 3.6 đến

Hình 3.15 khi so sánh giá trị mưa được đưa về trạm từ kết quả mô phỏng và giá trị mưa quan trắc
tương ứng của trạm đó.
Các giá trị mưa quan trắc và mô phỏng tại trạm được biễu diễn trong Hình 3.1 đến Hình
3.10. Quan trắc cho thấy khu vực cao nguyên Lâm Viên thường xuất hiện mưa sớm và lượng
mưa cũng lớn hơn các khu vực còn lại. Khu vực Tây Nguyên và vùng đồng bằng Nam Bộ có
diễn biến mưa khá giống nhau. Nếu lấy điều kiện mưa quan trắc xuất hiện trên phần lớn số trạm
(trên 50%) khu vực Tây Nguyên – Nam Bộ thì có thể xác định ngày bùng nổ gió mùa mùa hè
Nam Bộ cho các năm 1998, 1999, 2001, 2004 và 2010 lần lượt là 15 tháng Năm, 21 tháng Tư, 11
tháng Năm, 12 tháng Năm, và 21 tháng Năm. Vào ngày bùng nổ gió mùa, mưa xuất hiện đồng
thời tại hầu hết các trạm, với lượng mưa đo đạc trung bình đều đạt khoảng trên 5 mm/ngày. Các
chu kì tăng giảm lượng mưa tại các trạm cũng tương đối giống nhau. Do đo có thể khẳng định,
ngoài sự xuất hiện của mưa tiền gió mùa tại khu vực cao nguyên Lâm Viên, mưa mùa hè tại Tây
Nguyên – Nam Bộ nhìn chung là tương đối đồng nhất và giống nhau giữa các vùng, miền. Tuy
nhiên, nếu lấy tiêu chí mưa trên 5 mm/ngày kéo dài liên tục trong ít nhất một pentad sau bùng nổ
phải quan trắc thấy trên phần lớn số trạm thì có thể nói là mưa gió mùa (và do vậy là gió mùa
mùa hè) khu vực Tây Nguyên – Nam Bộ là không điển hình, nhất là trong các năm 1998, 2004,
và 2010.
3.3. Đặc trưng trường hoàn lưu mô phỏng
3.3.1. Đặc trưng của hoàn lưu mực thấp
Hình 3.16 tới Hình 3.20 lần lượt biểu diễn sự phát triển của hoàn lưu mực thấp mô phỏng
của các năm. Với độ phân giải cao hơn gấp năm lần so với trường tái phân tích, mô hình đã giúp
đưa thêm vào tính toán những hiện tượng quy mô dưới lưới, đồng thời giúp ước lượng chính xác
hơn vai trò của địa hình và các dòng thông lượng bề mặt. Mặc dù mô hình luôn chứa sai số, tuy
nhiên sau mười bốn ngày tích phân kết quả mô phỏng bởi mô hình vẫn giữ được những đặc
trưng cơ bản nhất của hoàn lưu gió mùa quy mô lớn giống như ở trường tái phân tích được biểu
diễn trong Hình 2.3 và Hình 2.4.
Cũng giống như trường tái phân tích, đặc trưng hoàn lưu mực thấp giai đoạn bùng nổ gió
mùa tại Nam Bộ là sự hình thành và phát triển nhanh chóng của đới gió tây nhiệt tới từ nam bán
cầu lên bắc bán cầu. Những ngày trước bùng nổ gió mùa, đới gió này vẫn chỉ giới hạn ở phía
dưới 5

o
N, tuy nhiên không lâu sau đó cặp xoáy kép tại Sri Lanka thường xuất hiện và tăng
cường rất mạnh trường gió tây này. Cùng lúc này tại bán đảo Đông Dương, áp cao cận nhiệt đới
Tây Thái Bình Dương yếu dần và “rút lui” rất nhanh sang phía đông. Sự “rút lui” này được nhận
thấy khi hoàn lưu xoáy nghịch thống trị ở Biển Đông và bán đảo Đông Dương những ngày trước
đó suy yếu nhanh chóng và biến mất. Điều đó cho thấy đây chính là giai đoạn chuyển từ mùa
đông sang mùa hè khi các hình thế quy mô hành tinh đang di chuyển dần từ phía nam lên bắc
bán cầu. Mặt khác, sự di chuyển này đã tạo nên sự gián đoạn dải của áp cao cận nhiệt tại bán đảo
Đông Dương (giống như đã phân tích trong Hình 2.3), tạo điều kiện thuận lợi cho gió tây nhiệt
tới phát triển tới khu vực này. Do đó, về mặt synốp, bùng nổ gió mùa mùa hè tại Nam Bộ có
nguyên nhân chính gây bởi các nhiễu động nhiệt đới quy mô lớn kết hợp với sự thay đổi hoàn
lưu do quá trình chuyển mùa đang diễn ra ở khu vực này.
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
5
o
N tới 5
o
S với tốc độ gió trung bình khoảng trên 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.

.
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.
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.
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 90
o
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).
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.
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.
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
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.
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
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 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.
4.1.2. Chỉ số gió vĩ hướng

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
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 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.
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.
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 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.
4.2.2. Trường mưa và trường hoàn lưu dự báo
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.
4.2.3. Chỉ số mưa dự báo
4.2.4. Chỉ số gió vĩ hướng dự báo
Giá trị trung bình gió vĩ hướng mực 850 hPa khu vực (10
o
N – 15
o
N, 100
o
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.
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.
4.2.5. Chỉ số gradient nhiệt độ
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.
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 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.


References
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 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, n
o
2, 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 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.
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.