Quá trình nhiệt ẩm qui mô lớn thời kỳ bùng nổ gió mùa mùa hè trên khu vực Nam Bộ năm 2004

c Nam Bộ gắn liền với sự đảo ngược của gradient kinh hướng của nhiệt độ tại các mực trên cao. Áp cao cận nhiệt Tây Bắc Thái Bình Dương thay đổi cấu trúc với sự gián đoạn của đường sống cao áp tại bán đảo Đông Dương, đồng thời xoáy thuận tại Sri Lanka xuất hiện làm tăng cường gió tây nam nhiệt đới phía nam vịnh Bengal. Những hình thế này tạo điều kiện thuận lợi cho sự bùng phát đối lưu trên khu vực rộng lớn. Trong trường hợp không có địa hình thì ngược lại, không xuất hiện sự đảo ngược gradient nhiệt độ mực trên cao, gió tây nhiệt đới không phát triển tới bán đảo Đông Dương. Mưa khu vực Nam Bộ có xuất hiện nhưng nguyên nhân là sự di chuyển lên phía bắc của dải mưa xích đạo. Những phân tích này cho thấy vai trò của lục địa-địa hình trong sự hình thành và phát triển của gió mùa. Từ khóa: Bùng nổ gió mùa, hoàn lưu khí quyển qui mô lớn, gradient kinh hướng của nhiệt độ. 1. Mở đầu Bùng nổ gió mùa liên quan chặt chẽ đến sự thay thế đột ngột mùa khô bởi mùa mưa trong chu kì hàng năm và sự biến đổi của nó là nguyên nhân chính dẫn đến những thảm họa thiên nhiên như lũ lụt, hạn hán trên một phạm vi rộng lớn. Do đó, dự báo chính xác thời điểm bùng nổ và chu kì hoạt động của gió mùa có vai trò cực kì quan trọng đối với các hoạt động kinh tế, xã hội đặc biệt với một quốc gia nông nghiệp như Việt Nam. _______  Tác giả liên hệ. ĐT: 0912075253 E-mail: truongnm@vnu.edu.vn Trong khi gió mùa mùa hè Ấn Độ và gió mùa mùa hè Đông Á là những gió mùa điển hình, đã được nghiên cứu nhiều trên thế giới [1], Việt Nam (bán đảo Đông Dương) là khu vực chuyển tiếp, giao tranh của các đới gió mùa lại chưa được nghiên cứu nhiều. Cũng vì là khu vực chuyển tiếp nên thời tiết nơi đây diễn biến phức tạp khiến cho Việt Nam thường xuyên phải gánh chịu những thiệt hại nặng nề về nông nghiệp, nuôi trồng thủy sản, cháy rừng, xâm nhập mặn … Do đó, nghiên cứu gió mùa ở Việt Nam đang đặt ra là một nhu cầu thực tiễn cấp thiết, có vai trò quan trọng nhiều mặt. N.M. Trường và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN, Khoa học Tự nhiên và Công nghệ 27, Số 1S (2011) 254-265 255 Gió mùa mùa hè Nam Bộ nằm trong hệ thống gió mùa mùa hè châu Á - hệ thống gió mùa lớn nhất, đặc trưng nhất trong hệ thống khí hậu toàn cầu, có tính chất đa quy mô và cấu trúc phức tạp theo cả không gian và thời gian [1]. Nguyên nhân chính dẫn đến sự phức tạp của hệ thống này nằm trong sự tương phản nhiệt lực và bất đồng nhất bề mặt rất lớn giữa lục địa lớn nhất Á-Âu và đại dương rộng nhất Thái Bình Dương [2]. Sự hiện diện của cao nguyên Tibet, cũng là cao nguyên cao nhất, được ví như một bức tường lớn chặn các dòng gió vĩ hướng, tập trung lại thành dòng xiết mực thấp và gây mưa do địa hình [3]. Bên cạnh đó là tác động của dao động nam (ENSO), dao động Madden Julian (MJO) và các nhiễu động quy mô synốp… cũng đóng vai trò quan trọng dẫn đến sự biến đổi phức tạp, khó dự báo của gió mùa châu Á. Theo trung bình khí hậu, bùng nổ gió mùa khu vực Việt Nam thường xảy ra vào cuối tháng Tư đầu tháng Năm, được đánh dấu bởi sự bùng phát mạnh mẽ của đối lưu trên phạm vi rộng lớn và sự phát triển lên phía bắc của gió tây nam nhiệt đới. Có nhiều ý kiến cho rằng bùng nổ gió mùa khu vực Việt Nam xảy ra đồng thời với sự bùng nổ gió mùa khu vực Bengal và Biển Đông, và là khu vực bùng nổ gió mùa sớm nhất của gió mùa mùa hè châu Á [4]. Bùng nổ gió mùa mùa hè Ấn Độ diễn ra muộn hơn sau đó khoảng hai tuần. Tuy nhiên, thời điểm bùng nổ gió mùa mùa hè khu vực Nam Bộ và Biển Đông có sự dao động lớn giữa các năm và có thể được xác định không chính xác do tác động của các yếu tố như: gió đông nam hoạt động mạnh kết hợp với nhiệt độ bề mặt cao gây mưa trái mùa đầu tháng Tư hình thành sự bùng nổ giả, hoạt động của các dao động trong mùa, sự xâm nhập của không khí lạnh xuống phía nam (đối với bắc Biển Đông) [5]... Do đó, có nhiều chỉ số được đưa ra nhằm loại đi những tác động gây nhiễu để xác định đúng thời điểm bùng nổ cũng như làm thước đo cho độ mạnh hay yếu của gió mùa. Những chỉ số được đưa ra bao gồm: sự xuất hiện của gió tây nhiệt đới mực 850 hPa, đảo ngược gradient nhiệt độ các mực trên cao, độ đứt gió giữa hai mực 200 và 500 hPa, sự thay đổi cấu trúc sống áp cao cận nhiệt Tây Bắc Thái Bình Dương hay sự xuất hiện của xoáy kép Sri Lanka...[6, 7]. Các chỉ số khác nhau đưa ra những thời điểm bùng nổ khác nhau. Câu hỏi đặt ra là có thể xây dựng một (một số) chỉ số thích hợp bao quát các cơ chế vật lí dẫn đến bùng nổ gió mùa? Vai trò thực sự của địa hình trong sự bùng nổ gió mùa là gì? Để trả lời những câu hỏi đó, nghiên cứu này tập trung phân tích sự phát triển của hoàn lưu quy mô lớn và sự thay đổi của trường nhiệt độ khí quyển thời kì bùng nổ gió mùa, được đặt trong sự so sánh với trường hợp địa hình bị loại bỏ. Mục 2 tiếp theo sẽ mô tả số liệu sử dụng và cấu hình thực nghiệm. Các kết quả phân tích bùng nổ gió mùa mùa hè năm 2004 sử dụng mô hình RAMS được đưa ra trong Mục 3. Cuối cùng là phần kết luận. 2. Số liệu và cấu hình thực nghiệm Trong nghiên cứu này, mô hình RAMS được sử dụng để mô phỏng hoàn lưu khí quyển thời kì bùng nổ gió mùa năm 2004 từ ngày 1 đến ngày 15 tháng Năm. Tâm miền tính đặt tại 35°N-108°E, sử dụng phép chiếu cực. Cấu hình miền tính bao gồm 207 x 161 điểm lưới theo phương vĩ tuyến và kinh tuyến với 30 mực theo phương thẳng đứng. Khoảng cách giữa các điểm lưới phương ngang là 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 đạt 1200 m thì các lớp tiếp theo đó sẽ được gán bằng 1200 m. Bước thời gian tích phân là 30 s, các sơ đồ tham số hóa đối lưu và sơ đồ bức xạ được kích hoạt 5 phút một lần. Mô hình được ban đầu hóa sử dụng số liệu tái phân tích NCEP-NCAR. Bộ số liệu này bao N.M. Trường và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN, Khoa học Tự nhiên và Công nghệ 27, Số 1S (2011) 254-265 256 gồm nhiệt độ, độ ẩm tương đối, độ cao địa thế vị, gió kinh hướng và vĩ hướng. Các trường này được cho trên 17 mặt đẳng áp với độ phân giải ngang 2,5° x 2,5°. Các điều kiện biên trong quá trình tích phân được cập nhật 6 h một lần cũng sử dụng các trường tái phân tích này. Nhiệt độ mặt nước biển sử dụng cho ban đầu hóa mô hình là nhiệt độ mặt biển trung bình tuần với độ phân giải 1° x 1°. 3. Kết quả và thảo luận Hoàn lưu năm 2004 mang đặc trưng của năm El Niño, sự bùng nổ gió mùa mùa hè chậm hơn các năm khác đồng thời độ lớn gió bề mặt cũng nhỏ hơn. Áp cao cận nhiệt tăng cường và lấn sâu xuống phía nam khiến dải áp thấp xích đạo di chuyển khá yếu lên phía bắc. Sau đây là những kết quả phân tích cho sự bùng nổ gió mùa mùa hè khu vực Nam Bộ tháng Năm năm 2004 trường hợp có địa hình. 3.1. Phân bố lượng mưa Hình 1 biểu diễn phân bố lượng mưa mô phỏng bởi mô hình RAMS cho khu vực Nam Á và Đông Á thời kỳ bùng nổ gió mùa. Trước ngày 10 tháng Năm, bán đảo Đông Dương có mưa nhỏ vào ngày 4 và 6 sau đó dừng hẳn, lượng mưa chủ yếu tập trung tại hai khu vực, một tại front Meiyu – Baiu với một dải mưa lớn ở trung tâm Trung Quốc và phía nam Nhật Bản, và một dải mưa khác tại xích đạo với vị trí trung bình khoảng 5°N. Xoáy thuận Sri Lanka xuất hiên cũng gây mưa lớn tại khu vực này (Hình 1a,b, đường dòng không đưa ra). Đến ngày 10, cùng với sự xuất hiện của gió tây nam, mưa đã xuất hiện tại Nam Bộ, lượng mưa quan trắc và mô phỏng có thể đạt 10 mm ngày-1 và kéo dài trong nhiều ngày tiếp theo (Hình 1d,e,f). Kết quả mưa mô phỏng phù hợp tốt với mưa vệ tinh TRMM (hình vẽ không đưa ra). Mưa, theo truyền thống, là chỉ số đặc trưng để chỉ sự xuất hiện của gió mùa. Tuy nhiên mưa gió mùa khu vực Nam Bộ có đặc điểm tương đối khác so với những khu vực gió mùa điển hình khác. Ở khu vực Nam Bộ, mưa không quá lớn và đôi khi xuất hiện sớm trước cả khi hình thành gió tây nam nhiệt đới, được gọi là mưa tiền gió mùa, thường vào nửa đầu tháng Tư, gây ra sự bùng nổ giả. Mưa này do các nhiễu động quy mô synốp hoặc do gió đông nam hoạt động mạnh mang ẩm vào đất liền… Do đó khi xây dựng chỉ số mưa cho bùng nổ gió mùa khu vực Nam Bộ cần khẳng định mưa xuất hiện vượt một ngưỡng đủ lớn và duy trì trong thời gian đủ dài. Trong nghiên cứu này, ngày bùng nổ gió mùa được chọn là ngày đầu tiên lượng mưa quan trắc đạt 10 mm ngày-1 và kéo dài trong năm ngày tiếp theo (một pentad). Tuy nhiên, tùy từng năm, lượng mưa có thể gián đoạn nhiều hoặc ít, thế nên một phương án tối ưu hơn là kết hợp giữa trường mưa và các trường khác như gió tây nam là chỉ số bùng nổ. Do đó, ngày bùng nổ là ngày đầu tiên gió tây nam đạt trên 3 m s -1 và duy trì trong suốt pentad tiếp theo. Sự kết hợp này sẽ loại bỏ đi những tác động gây nhiễu cũng như phân biệt thời điểm bùng nổ với những dao động trong mùa khác. 3.2. Hoàn lưu quy mô lớn a) Hoàn lưu mực 850 hPa Trước ngày 8 tháng Năm áp cao cận nhiệt Tây Bắc Thái Bình Dương khống chế toàn bộ khu vực Việt Nam, gió yếu trên vịnh Bengal, gió mùa hoàn toàn chưa có dấu hiệu bùng nổ (Hình 2a). Hoàn lưu mực thấp cho thấy khu vực gần Sri Lanka phát triển một áp thấp đồng thời với một khu áp thấp khác ở phía nam xích đạo trên biên phía nam của miền tính (trong hình không chỉ ra), do đó hình thành cặp xoáy kép. Ở giữa hai xoáy thuận này, gió tây đến tây nam phát triển trên khu vực biển Ấn Độ Dương xích đạo. Những ngày sau đó, áp cao cận nhiệt Tây Bắc Thái Bình Dương vẫn nằm sát bán đảo Đông Dương, mặc dù đang di chuyển lên phía bắc và rút ra phía đông. Quá trình bùng nổ gió mùa mùa hè khu vực Nam Bộ chỉ thực sự bắt N.M. Trường và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN, Khoa học Tự nhiên và Công nghệ 27, Số 1S (2011) 254-265 257 đầu từ ngày 10 khi áp cao Tây Bắc Thái Bình Dương rút hoàn toàn ra ngoài kinh độ 120°E, tạo điều kiện cho gió tây nhiệt đới (từ kinh độ 90°E) phát triển lên phía bắc, đánh dấu sự thống trị của gió tây lên toàn bộ khu vực vịnh Bengal và bán đảo Đông Dương (Hình 2b). Hình 1. Lượng mưa mô phỏng bằng mô hình RAMS, đơn vị mm ngày-1 . (A) (B) (C) (D) (E) (F) N.M. Trường và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN, Khoa học Tự nhiên và Công nghệ 27, Số 1S (2011) 254-265 258 Sau ngày bùng nổ gió mùa 10 tháng Năm, gió tây nam xích đạo liên tục được tăng cường từ phía nam vịnh Bengal, vượt qua Nam Bộ tới phía bắc Biển Đông, kết hợp với dòng gió tây nam phía bắc áp cao cận nhiệt Tây Bắc Thái Bình Dương tạo thành dòng xiết kéo dài từ khu vực sông Dương Tử tới phía nam Nhật Bản. Phía bắc của dòng xiết này là gió tây bắc vùng ngoại nhiệt đới. Sự kết hợp của những dòng gió này đã gây ra sự hội tụ gió mạnh (tốc độ gió lên tới 25 m s-1), cùng với đó là một lượng ẩm lớn được vận chuyển từ vùng nhiệt đới tới khu vực này (Hình 2 c, d). Hình 2. Hoàn lưu mực 850 hPa từ ngày 8 đến 14 tháng Năm, đơn vị m s-1. Thay đổi đặc trưng của hoàn lưu gió mùa thời điểm này là sự gián đoạn của dải sống cao áp tại bán đảo Đông Dương. Ngày 6, sống cao áp vẫn liền một dải từ Vịnh Bengal tới Tây Bắc Thái Bình Dương. Tuy nhiên từ ngày 8, khi áp cao Tây Bắc Thái Bình Dương rút sang phía đông và hoàn lưu xoáy nghịch Vịnh Bengal cũng suy yếu, thì dải sống này bị gián đoạn từ vĩ độ 90°E tới 110°E, thay vào đó là sự phát triển lên phía bắc của gió tây nhiệt đới từ phía nam vịnh Bengal tới bán đảo Đông Dương. b) Trường nhiệt độ Sự hình thành gió mùa liên quan chặt chẽ tới chế độ bức xạ mặt trời, sự phát triển theo mùa của tương phản nhiệt lực giữa lục địa và đại dương và các yếu tố địa hình. Gió mùa Nam Bộ nằm trong khu vực điển hình của gió mùa (A) (B) (C) (D) N.M. Trường và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN, Khoa học Tự nhiên và Công nghệ 27, Số 1S (2011) 254-265 259 mùa hè châu Á, ở đó tương phản nhiệt lực giữa cao nguyên Tibet và các đại dương xung quanh giữ vai trò nền tảng. Cao nguyên này có vai trò như cỗ máy nhiệt khổng lồ mà ở đó, các luồng khí xung quanh bị hút vào tâm, sau đó bị đốt nóng, thăng lên và phân kì ở các mực trên cao. Mục này sẽ phân tích sự phát triển của trường nhiệt độ khí quyển nhằm đưa ra những đánh giá về tác động của nhiệt lực tới sự bùng nổ gió mùa. Sự phát triển của trường nhiệt độ trung bình ở các mực trên cao thời kì bùng nổ gió mùa được thể hiện trong Hình 3. Đặc trưng dễ nhận thấy là sự hình thành của một tâm nóng phát triển dần sang phía đông đến phía bắc bán đảo Đông Dương (với nhiệt độ khoảng 254 K). Trung tâm nóng này xuất hiện đã phá vỡ hình thế nhiệt dạng rãnh vốn có của vùng vĩ độ trung bình (Hình 3b,c,d). So với những khu vực cùng vĩ độ (khoảng 20°N đến 30°N) ở cả phía đông (lưu vực sông Dương Tử) và phía tây (Ấn Độ), nhiệt độ ở tâm này cao hơn khoảng 2 đến 3 K. Theo chiều kinh hướng, sự xuất hiện của tâm nóng này đánh dấu sự đảo ngược gradient nhiệt độ các mực trên cao, chuyển từ hình thế mùa đông (với nhiệt độ khu vực phía nam cao hơn) sang hình thế mùa hè (nhiệt độ khu vực phía bắc cao hơn). Do đó, căn cứ vào sự thay đổi của trường nhiệt các mực trên cao, có thể khẳng định sự chuyển mùa đầu tiên của khu vực gió mùa châu Á diễn ra tại vịnh Bengal và bán đảo Đông Dương. Hình 3. Trường nhiệt độ trung bình lớp 500-200 hPa từ ngày 6 đến 14 tháng Năm, đơn vị K, thang chia 1,5K. (A) (B) (C) (D) N.M. Trường và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN, Khoa học Tự nhiên và Công nghệ 27, Số 1S (2011) 254-265 260 Sự đảo ngược gradient nhiệt độ kinh hướng trên cao được chỉ ra trong Hình 4 dưới dạng nhiệt độ trung bình lớp 500-200 hPa giữa hai khu vực 90°E-120°E, 5°N-15°N (đường liền) và 90°E-120°E, 17,5°N-27,5°N (đường chấm). Trong khi nhiệt độ trung bình các mực trên cao khu vực phía nam gần như không thay đổi nhiều, nhiệt độ trung bình tại khu vực phía bắc sau khi giảm nhẹ đã có sự tăng đột ngột từ ngày 5 đến ngày 13 tháng Năm. Sự đảo ngược của gradient nhiệt độ diễn ra vào ngày 9, trước thời điểm bùng nổ gió mùa khu vực Nam Bộ một ngày. Chênh lệch nhiệt độ lớn nhất giữa hai khu vực đạt cực đại khoảng 2 K trong ngày 13. Để tìm hiểu vai trò nhiệt lực của cao nguyên Tibet tới bùng nổ gió mùa mùa hè khu vực Nam Bộ, sự phát triển của nhiệt độ trung bình ngày mực 300 hPa và thông lượng hiển nhiệt bề mặt trung bình ngày khu vực cao nguyên Tibet (27,5°N-37,5°N, 80°E-100°E) được biểu diễn trong Hình 5. Nhiệt độ trung bình mực 300 hPa đại diện cho nhiệt độ cột không khí phía trên cao nguyên Tibet. Trước thời điểm bùng nổ gió mùa (ngày 10) có thể nhận thấy sự tăng đột ngột của nhiệt độ (ngày 5), đồng thời là sự giảm đột ngột của thông lượng hiển nhiệt bề mặt (từ ngày 1 đến ngày 9). Rõ ràng trong trường hợp này, sự không khớp nhau của hiển nhiệt bề mặt và nhiệt độ cho thấy cao nguyên Tibet không đóng vai trò chính trong việc làm tăng nhiệt độ khí quyển thời điểm bùng nổ gió mùa. Sự thay đổi nhiệt độ ở đây là do bình lưu ngang từ phía tây. Hình 4. Nhiệt độ trung bình lớp 500-200 hPa, đường liền cho khu vực phía nam, đường chấm cho khu vực phía bắc, đơn vị K. Hình 5. Thông lượng hiển nhiệt bề mặt (nét đứt-đơn vị W m-2 ) và nhiệt độ (nét liền-đơn vị K) mực 300 hPa. 3.3. Vận chuyển ẩm Cơ chế quan trọng cho sự bùng phát đối lưu quy mô lớn là sự hội tụ ẩm, đốt nóng bề mặt và độ đứt gió theo phương thẳng đứng phải đủ lớn. Trong đó cường độ hội tụ ẩm đóng vai trò cực kỳ quan trọng. Hình 6 biểu diễn sự vận chuyển thông lượng ẩm trung bình trong lớp mô hình 3158 m dưới cùng năm ngày sau thời điểm bùng nổ gió mùa. Dễ thấy trong thời gian này, vịnh Bengal và khu vực Đông Á là hai khu vực nhận được nhiều ẩm nhất tiếp đến là Ấn Độ và 90 o E-120 o E 5 o E-15 o E 17.5 o E-27.5 o E N.M. Trường và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN, Khoa học Tự nhiên và Công nghệ 27, Số 1S (2011) 254-265 261 bán đảo Đông Dương. Nguồn cung cấp ẩm chính cho các khu vực này có nguồn gốc từ Ấn Độ Dương, vịnh Bengal và Biển Đông. Lượng ẩm được vận chuyển từ phía nam (khu vực Philippine) vào Biển Đông là nhỏ, tuy nhiên lượng vận chuyển từ Biển Đông lên phía bắc lại rất lớn (84,7 g Kg-1 m s-1). Ngoài ra một dòng ẩm rất lớn được vận chuyển về phía nam cao nguyên Tibet. Như vậy, cùng với sự phát triển của gió tây nam nhiệt đới, một lượng ẩm lớn đã được vận chuyển vào khu vực gió mùa, kết hợp với các điều kiện nhiệt lực có sẵn nơi đây hình thành những vùng đối lưu gây mưa trên khu vực rộng lớn như đã thấy trong Hình 1. 3.4. Trường hợp không có địa hình Theo lí thuyết cổ điển, gió mùa vẫn được nhìn nhận có nguyên nhân là tương phản nhiệt lực giữa lục địa và đại dương. Tuy nhiên trong phân tích trong Hình 5 cho thấy sự không ăn khớp giữa thông lượng hiển nhiệt bề mặt và sự thay đổi trường nhiệt độ trên cao. Câu hỏi được đặt ra là vai trò của các khối núi chính trong lục địa Âu-Á là như thế nào? Để trả lời câu hỏi đó, mô phỏng thời kì bùng nổ gió mùa trong trường hợp loại bỏ địa hình được thiết lập. Kết quả phân tích trường mưa và trường hoàn lưu năm ngày sau bùng nổ được thể hiện trong Hình 7. Đặc trưng trường mưa trong trường hợp này là hai dải mưa lớn khu vực Ấn Độ và khu vực Đông Á hình thành một ranh giới chia miền tính làm hai miền là nhiệt đới ở phía nam và miền ngoại nhiệt đới ở phía bắc. Dải mưa xích đạo hình thành khá rõ nét và di chuyển dần lên phía bắc tới bán đảo Đông Dương. Nhìn chung phân bố lượng mưa tích lũy là rất khác nhau trên khu vực Đông Á, Trung Quốc, bán đảo Đông Dương-Đông Nam Á, và Ấn Độ. Hình 6. Trung bình thông lượng ẩm được vận chuyển năm ngày sau thời điểm bùng nổ gió mùa khu vực Nam Bộ. Giá trị được tính trung bình trong lớp mô hình 3158 m dưới cùng, đơn vị g Kg-1 m s-1. N.M. Trường và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN, Khoa học Tự nhiên và Công nghệ 27, Số 1S (2011) 254-265 262 Trường gió mực 850 hPa trong hai trường hợp cũng có sự khác nhau rất lớn. Trong trường hợp không có địa hình, áp cao biển tại Ả Rập biến mất, áp cao cận nhiệt Tây Bắc Thái Bình Dương vẫn tồn tại nhưng bị đẩy lên khá cao tới vĩ độ 35°N. Tại khu vực là cao nguyên Tibet trong trường hợp có địa hình, hình thành một rãnh rất sâu và lấn dần xuống phía nam. Trường gió tây phía đông nam của rãnh thấp này kết hợp với gió tây nam tại rìa phía bắc của áp cao cận nhiệt Tây Bắc Thái Bình Dương hình thành khu vực dòng xiết trải dài từ trung tâm Trung Quốc tới Nhật Bản. Dải hội tụ gió này là nguyên nhân gây ra mưa lớn tại khu vực Đông Á trong các Hình 7a,c,e. Tuy nhiên do bị đẩy lên vùng vĩ độ cao và phát triển mạnh nên tại Biển Đông bị thay thế hoàn toàn bằng trường gió đông. Gió tây nhiệt đới xuất hiện ở phía nam vịnh Bengal nhưng không phát triển được lên phía bắc. Hoàn lưu khu vực bán đảo Đông Dương lúc này chủ yếu là gió đông và một phần gió tây nhiệt đới. Hình 8 mô tả sự phát triển của trường nhiệt độ trên cao thời kì bùng nổ gió mùa trong trường hợp không có địa hình. Rõ ràng là vì không có sự hiện diện của các khối núi khổng lồ trên lục địa Âu-Á nên không có sự đảo ngược của gradient nhiệt độ ở các mực trên cao vào thời điểm bùng nổ. Điều này giải thích vì sao gió tây nhiệt đới hình thành nhưng không thể phát triển lên phía bắc. Tóm lại, khi địa hình bị loại bỏ đã gây lên sự thay đổi rất lớn của hoàn lưu khí quyển cũng như sự phân bố lượng mưa thời kì bùng nổ gió mùa. Mặc dù mưa đã xuất hiện ở khu vực Nam Bộ, tuy nhiên gió tây nam nhiệt đới đã không phát triển đến được khu vực này. Nguyên nhân gây mưa ở đây chủ yếu là sự di chuyển của dải mưa xích đạo lên phía bắc. Ở các mực trên cao không có sự xuất hiện của đảo ngược gradient nhiệt độ. Do đó có thể khẳng định lục địa – địa hình có một vai trò cực kì quan trọng trong sự bùng nổ gió mùa. Kết luận Bùng nổ gió mùa châu Á đánh dấu sự chuyển mùa từ mùa đông sang mùa hè của hoàn lưu khu vực nhiệt đới và cận nhiệt đới. Việt Nam có vị trí nằm giữa ba hệ thống lớn là gió mùa Ấn Độ, gió mùa Đông Á và gió mùa Tây Bắc Thái Bình Dương, do đó gió mùa khu vực Việt Nam chịu ảnh hưởng bởi cả ba hệ thống này. Nói cách khác, gió mùa khu vực Việt Nam mang tính chất lai giữa gió mùa nhiệt đới và gió mùa cận nhiệt đới. N.M. Trường và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN, Khoa học Tự nhiên và Công nghệ 27, Số 1S (2011) 254-265 263 Hình 7. Trường mưa và trường gió mực 850 hPa năm ngày sau bùng nổ gió mùa trường hợp không có địa hình. (A) (B) (C) (D) (E) (F) N.M. Trường và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN, Khoa học Tự nhiên và Công nghệ 27, Số 1S (2011) 254-265 264 Dựa trên những kết quả mô phỏng của mô hình RAMS, có thể rút ra một số kết luận như sau: 1. Bùng nổ gió mùa khu vực Nam Bộ xảy ra sau khoảng bốn ngày so với sự xuất hiện của xoáy kép Sri Lanka, xoáy kép này có vai trò quan trọng trong việc tăng cường gió tây mực thấp sang phía đông, cho thấy là một chỉ thị có giá trị tham khảo trong dự báo bùng nổ gió mùa. 2. Áp cao cận nhiệt Tây Bắc Thái Bình Dương thống trị toàn bộ khu vực thời điểm trước bùng nổ giúp duy trì nền nhiệt độ bề mặt khá cao trên lục địa và đại dương. Khi áp cao cận nhiệt rút lui sang phía đông tạo điều kiện cho sự phát triển của gió tây nam nhiệt đới sang phía đông, đồng nghĩa với lượng ẩm lớn được vận chuyển từ Ấn Độ Dương và vịnh Bengal đến bán đảo Đông Dương. Hình 8. Giống Hình 4 nhưng cho trường hợp không có địa hình. 3. Tại thời điểm bùng nổ gió mùa, gradient nhiệt độ kinh hướng các mực trên cao đảo chiều trước một ngày (từ âm sang dương) chỉ ra sự thay thế hình thế mùa đông bởi hình thế mùa hè, với một trung tâm nóng tại phía bắc bán đảo Đông Dương. Thông lượng hiển nhiệt bề mặt trên khu vực cao nguyên Tibet không phải là nguyên nhân trực tiếp dẫn đến sự đảo chiều gradient kinh hướng của nhiệt độ mà vai trò ở đây là bình lưu nóng vĩ hướng từ phía tây. 4. Mặc dù vậy, địa hình có vai trò cực kỳ quan trọng trong sự bùng nổ và phát triển gió mùa mùa hè khu vực Nam Bộ nói riêng và gió mùa châu Á nói chung. Khi không có địa hình thì gió tây nam không thể phát triển lên phía bắc được và phân bố mưa tích lũy sẽ khác hoàn toàn. Trong dự báo hạn ngắn và hạn vừa, việc dự báo chính xác thời điểm bùng nổ gió mùa có vai trò cực kì quan trọng đối với nông nghiệp, quản lí tài nguyên nước, môi trường, và các hoạt động kinh tế-xã hội… tuy nhiên nó cũng chứa đựng những vấn đề rất phức tạp chưa được làm rõ. Nghiên cứu này đưa ra những kết quả ban đầu, những nghiên cứu sâu hơn sẽ được thực hiện trong thời gian tiếp theo. Lời cảm ơn Nghiên cứu này được sự hỗ trợ của đề tài QG-10-07. Số liệu tái phân tích NCEP-NCAR được NOAA cung cấp trên trang Web ftp://ftp.cdc.noaa.gov/pub/Datasets/ncep.reanal ysis/. Số liệu nhiệt độ bề mặt biển được lấy từ ftp://ftp.emc.ncep.noaa.gov/cmb/sst/oisst_v2/. Tài liệu tham khảo [1] Yihui, D., J. C. L. Chan, The East Asian summer monsoon: An overview. Meteorol. Atmos. Phys., 89 (2005) 117. [2] Wang, B., Z. Wu, and J. Li, How to Measure the Strength of the East Asian Summer Monsoon, J. Meteor. Soc. Japan, 82 (2007) 845. [3] Webster, P. J., Monsoons: a brief introduction, J. Meteor. Soc. Japan, 84 (2000) 375. [4] Yongfu, Q., Z. Yan, J. Jing, Y. Yonghong, and X. Zhongfeng, The Earliest Onset Areas and Mechanism of the Tropical Asian Summer Monsoon. Acta Meteo. Sinica., 19 (2006) 129. N.M. Trường và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN, Khoa học Tự nhiên và Công nghệ 27, Số 1S (2011) 254-265 265 [5] Wang, B., Lin- Ho, Y. Zhang, and M.-M Lu, Definition of South China Sea monsoon onset and commencement of the East Asia summer monsoon, J. Climate, 17 (2004) 699. [6] He, H., C. H. Sui, M. Jian, and Z. Wen, The evolution of trophospheric temprature field and its relationship with the onset of asian summer monsoon, J. Geosci. China 4 (2002) 44. [7] Mao, J., and Johnny C.L. Chan, Relationship between the onset of the South China Sea Summer Monsoon and the structure of the Asian Subtropical Anticyclone, J. Meteor. Soc. Japan 82 (2004) 845. Thermal and moist large-scale processes during the monsoon onset period over Southern Vietnam in 2004 Nguyen Minh Truong, Bui Minh Tuan, Cong Thanh, Bui Hoang Hai, Hoang Thanh Van Faculty of Hydro-Meteorology & Oceanography, Hanoi University of Science, VNU, 334 Nguyen Trai, Hanoi, Vietnam In the present study, the Regional Atmospheric Modeling System (RAMS) is used to simulate the development of large-scale circulation to identify the characteristics and mechanisms of the summer monsoon onset over southern Vietnam in 2004 in two cases with and without topography. The control simulations show that the onset over southern Vietnam closely relates to the reversal of the meridional gradient of temperature in the upper troposph