Tác động của ENSO đến nắng nóng các khu vực duyên hải bắc bộ v3

Khi hoàn lưu Walker mạnhlên, hoạt động của nước trồi tăng lên, độ nghiêng của nêm nhiệt lớn hơn, trái lại, khihoàn lưu Walker yếu đi, nước trồi bị hạn chế, độ nghiêng nêm nhiệt giảm đi .

Đề tài: Tác động của ENSO đến nắng nóng các khu vực duyên hải Bắc Bộ

Sinh viên thực hiện:

Giáo viên hướng dẫn:

PHẦN1 : PHẦN MỞ ĐẦU

1.1.Tính cấp thiết của đề tài

Vùng duyên hải Bắc Bộ là một vùng kinh tế quan trọng của Việt Nam, vùngnày nằm ven vịnh Bắc Bộ Vùng duyên hải Bắc Bộ bao gồm 5 tỉnh ven biển phíaBắc Việt Nam là Quảng Ninh, Hải Phòng, Thái Bình, Nam Định, Ninh Bình TheoQuyết định số 865/QĐ-TTg của Thủ tướng Chính phủ Việt Nam ban hành năm

2008, Vùng Duyên hải Bắc Bộ được định hướng sẽ trở thành vùng kinh tế quantrọng tầm quốc gia và quốc tế Mục tiêu là phát huy mọi tiềm năng lợi thế để pháttriển vùng duyên hải Bắc Bộ thành vùng kinh tế tổng hợp có vai trò quan trọngtrong sự nghiệp phát triển kinh tế - xã hội của Việt Nam

Trong những năm gần đây chúng ta có thể nhận thấy sự biến động bấtthường của khí hậu và thời tiết, không chỉ ở Việt Nam mà trên toàn Thế Giới Hiệntượng Trái Đất nóng lên kéo theo nhiều hệ quả thời tiết nghiêm trọng như bão lũ,mưa lớn, nắng nóng, hạn hán, gió mạnh, tố, lốc, mưa đá, bang giá, sương muối, rétđậm rét hại… gây ảnh hưởng đến mọi hoạt động sinh hoạt của con người Nắngnóng là một trong những loại hình thời tiết rất đặc trưng trong mùa hè ở hầu hết cáckhu vực trên lãnh thổ Việt Nam, gây ảnh hưởng về nhiều mặt đối với con người, câytrồng và vật nuôi Ở Việt Nam, theo các tiêu chuẩn và thống kê khí hậu của ViệnKhí tượng Thủy Văn, nắng nóng xuất hiện khi nhiệt độ cao nhất trong ngày lớn hơnhoặc bằng 350C Khi nhiệt độ cao nhất trong ngày lớn hơn hoặc bằng 370C thìđược coi là nắng nóng gay gắt Các đợt nắng nóng xuất hiện liên tiếp, kéo dài trênmột hay nhiều khu vực dẫn đến khô hạn gay gắt

Khi xảy ra hiện tượng El Nino thì ở hầu hết các vùng trong cả nước, nhiệt độtrung bình các tháng trong điều kiện El Nino đều cao hơn bình thường, mùa đôngchênh lệch rõ rệt hơn mùa hè, các khu vực phía Nam chịu ảnh hưởng rõ hơn phíaBắc Trái lại, trong điều kiện La Nina, nhiệt độ trung bình các tháng thấp hơn bìnhthường, ở phía Bắc chịu ảnh hưởng nhiều hơn ở phía Nam Trong bài này chúng ta

sẽ tập chung chủ yếu tìm hiểu về “Tác động của ENSO đến nắng nóng các khu vực duyên hải Bắc Bộ” nhằm phòng chống và hạn chế những thiệt hại do nó gây ra.

1.2 Mục tiêu nghiên cứu

1.2.1 Mục tiêu chung

- Nghiên cứu sự tác động của ENSO đến nắng nóng khu vực Duyên Hải Bắc Bộ từ

đó đưa ra một số giải pháp hạn chế tác động của ENSO đến khu vực này

1.3 Nội dung nghiên cứu

Thông qua việc nghiên cứu các tài liệu có sẵn trong thư viện, tìm hiểu cácsách báo, tạp chí và các nghiên cứu vấn đề tác động của tác động của ENSO đếnnắng nóng

Thu thập các số liệu về sự ảnh hưởng của ENSO đến thời tiết khí hậu củakhu vực Duyên Hải Bắc Bộ và tiến hành phân tích,Tìm hiểu thực trạng thời tiếtnắng nóng tại khu vực Duyên Hải Bắc Bộ Việt Nam

PHẦN 2 : TỔNG QUAN NGHIÊN CỨU VỀ ENSO VÀ ẢNH HƯỞNG CỦA

ENSO

2.1 Các nghiên cứu nước ngoài

Nguyên nhân hình thành, cơ chế hoạt động của ENSO đã được các nhà khoahọc nghiên cứu từ rất sớm Ngay từ thập kỷ 20 của thế kỷ trước, Gibert Walker đãnhận thấy có sự liên quan giữa khí áp ở phía Tây và phía Đông Thái Bình Dương,đồng thời nhận thấy hiện tượng hạn hán ở khu vực Indonesia, Australia, Ấn Độ vàmùa đông Bắc Mỹ ấm hơn bình thường khi khí áp ở bờ Đông Thái Bình Dươnggiảm Tuy nhiên, do điều kiện thiếu thốn về số liệu cũng như hạn chế về khoa họccông nghệ nên lúc bấy giờ, các nhà khoa học chưa thể làm rõ được mối liên hệ này

Khoảng 4 thập kỉ sau đó, những nghiên cứu về nguyên nhân hình thànhENSO do cơ chế hoàn lưu đã bước đầu được nghiên cứu Vào giữa những năm

1960, từ những số liệu thu thập được nhà khoa học Jakob Bjerknes nhận thấy thôngthường khí áp phía Đông cao hơn phía Tây Thái Bình Dương, do đó dòng tín phong

ở khu vực xích đạo thổi từ Đông sang Tây Khi tín phong mạnh, nước tương đốilạnh có nguồn gốc nước trồi ở xích đạo thuộc bờ biển Nam Mỹ được hình thành bởi

áp lực của gió Đông lên bề mặt đại dương, mở rộng về phía Tây tới trung tâm TháiBình Dương Sự chênh lệch khí áp giữa Đông (cao) và Tây (thấp) và nhiệt độ giữaĐông (thấp) và Tây (cao) trên khu vực xích đạo Thái Bình Dương dẫn đến chuyểnđộng ngược chiều của không khí ở tầng thấp (gió Đông) và trên cao (gió Tây); ởphía Đông có chuyển động giáng, ở phía Tây có chuyển động thăng của không khí,tạo thành một hoàn lưu khép kín, được Bjerknes gọi là Hoàn lưu Walker (Hình 2.1).Chênh lệch nhiệt độ và khí áp giữa Đông và Tây Thái Bình Dương càng lớn, hoànlưu Walker càng mạnh, ngược lại, chênh lệch nhiệt độ và khí áp giảm, hoàn lưuWalker yếu đi Ông cho rằng, hiện tượng ENSO có liên quan tới sự suy yếu của đớigió Đông tín phong chứ không chỉ là sự nóng lên cục bộ của nước biển ngoài khơi ởkhu vực Nam Mỹ Thông thường, nhiệt độ nước biển giảm dần theo độ sâu nên từmặt biển đến độ sâu khoảng vài trăm mét, nhiệt độ ở vùng biển phía Tây Thái BìnhDương cao hơn phía Đông, tạo ra một lớp nước chuyển tiếp giữa lớp nước bên trên

nóng hơn với lớp nước bên dưới lạnh hơn có độ nghiêng từ Đông sang Tây TháiBình Dương, được gọi là “nêm nhiệt” Độ sâu của nêm nhiệt bờ phía Tây khoảng200m, giảm dần về bờ phía Đông chỉ còn vài chục mét Khi hoàn lưu Walker mạnhlên, hoạt động của nước trồi tăng lên, độ nghiêng của nêm nhiệt lớn hơn, trái lại, khihoàn lưu Walker yếu đi, nước trồi bị hạn chế, độ nghiêng nêm nhiệt giảm đi

Hình 2.1: Sơ đồ hoàn lưu Walker a) Điều kiện bình thường, b) Điều kiện El Nino (Nguồn: Cục quản lý Đại dương và Khí quyển Quốc gia Hoa Kỳ - NOAA)

Hình 2.2: Giới hạn các khu vực Nino (Nguồn: Cục quản lý Đại dương và Khí quyển Quốc gia Hoa Kỳ - NOAA)

Khi có thêm các nguồn số liệu, cơ chế hoạt động của ENSO trong mối tươngtác đại dương - khí quyển tiếp tục được làm rõ Do cường độ của hoàn lưu Walker

có liên quan tới sự chênh lệch khí áp giữa vùng trung tâm (trạm Tahiti) và phía Tây

Thái Bình Dương (trạm Darwin), vì vậy người ta sử dụng hiệu số khí áp giữa haitrạm đặc trưng này để đánh giá cường độ của hoàn lưu Walker cũng như của ENSO.Giá trị âm SOI (South Oscillation Index) càng lớn thì El Nino càng mạnh, ngượclại, giá trị dương SOI càng lớn thì La Nina càng mạnh.

Sự nóng lên của nước biển bề mặt cùng với sự thay đổi của nhiều yếu tố liên quankhác xảy ra trên toàn bộ vùng nhiệt đới Thái Bình Dương, do đó các trị số nhiệt độ

bề mặt nước biển (SST - Sea Surface Temperature) và chuẩn sai của nó (SSTA - SeaSurface Temperature Anomaly) thường được sử dụng để đặc trưng cho ENSO Ýnghĩa vật lý của việc sử dụng SST của các khu vực đặc trưng cho hoạt động củaENSO được giải thích như sau: trên Đại Tây Dương và Thái Bình Dương, các nhàkhoa học đã xác định được những vùng cán cân nhiệt cao và gọi đó là những “vùnghoạt nhiệt” hoặc những “ổ tương tác đại dương - khí quyển” Khái niệm về vùnghoạt nhiệt này giúp lựa chọn hướng nghiên cứu trong lĩnh vực tương tác đại dương -khí quyển phạm vi lớn: chỉ số chính ảnh hưởng của đại dương lên hoàn lưu khíquyển và thời tiết có thể là những dị thường của nhiệt độ nước biển, nhờ nó có sựphân bố lại các dòng chảy, tạo thành những nét chung trường nhiệt của đại dương.Hiện nay, nhiều chỉ số ENSO được tính toán thông qua trị số chuẩn sai nhiệt độ bềmặt nước biển tại bốn khu vực (được gọi là các khu vực Nino), bao gồm: khu vựcNino 1+2 (0 - 10°S, 90 - 80°W); khu vực Nino 3 (5°N - 5°S, 150 - 90°W); khu vựcNino 4 (5°N - 5°S, 160°E - 150°W) và khu vực Nino 3.4 (5°N - 5°S, 170°E -150°W) [52] (Hình 1.2)

Ngoài chuẩn sai nhiệt độ bề mặt nước biển khu vực nhiệt đới Thái Bình Dương(SSTA) và chỉ số dao động nam (SOI), ENSO còn được thể hiện qua nhiều đặctrưng khí tượng hải văn khác như gió ở các tầng, bức xạ sóng dài, khí áp, mực nướcbiển, Do đó, diễn biến của những đặc trưng này cũng có thể phản ánh ở mức độnhất định diễn biến của hiện tượng ENSO và cũng thường được sử dụng như mộtchỉ tiêu hỗ trợ khi phân tích hiện tượng này Do hiện tượng ENSO được biểu hiệnqua nhiều đặc trưng khí tượng và hải văn không hoàn toàn đồng pha với nhau, do

đó các nhà khoa học đã đưa ra ý tưởng xây dựng những chỉ số tổng hợp bao gồm

nhiều đặc trưng khác nhau được liên kết với nhau bằng một cơ cấu nào đó để có thểphản ánh được đầy đủ hơn diễn biến thực của nó [19].

Năm 1999, chỉ số ENSO tổng hợp (MEI - Multivariate ENSO Index) bao gồm 6tham biến: khí áp mặt biển, gió kinh hướng, gió vĩ hướng, nhiệt độ mặt nước biển,nhiệt độ không khí và tỷ lệ mây tổng quan bao phủ bầu trời đã được đề xuất Từ cáctrường đặc trưng ban đầu, người ta chuẩn hóa theo tổng phương sai của mỗi trường,xác định thành phần chính thứ nhất của ma trận hiệp phương sai của trường đã tổnghợp, từ đó xác định giá trị của MEI MEI có giá trị dương tương ứng với pha ElNino, ngược lại, giá trị âm tương ứng với pha La Nina [34] Một số chỉ số kháccũng được sử dụng để đánh giá ENSO như: SSTA khu vực Ấn Độ Dương, chỉ số tínphong ở mực 850 hPa khu vực trung tâm Thái Bình Dương, chỉ số tín phong ở mực

850 hPa khu vực Đông Thái Bình Dương, phát xạ sóng dài trong khu vực xích đạogiữa các kinh độ 160° E và 160 °W, trị số chuẩn hóa khí áp mực biển khu vựcIndonesia, Đông Thái Bình Dương xích đạo, SOI xích đạo [3,11]

(a) (b)

Hình 1.1: Sơ đồ hoàn lưu Walker

a) Điều kiện bình thường, b) Điều kiện El Nino

(Nguồn: Cục quản lý Đại dương và Khí quyển Quốc gia Hoa Kỳ - NOAA)

Hình 1.2: Giới hạn các khu vực Nino

Cùng với việc ra đời của các chỉ số ENSO, một vấn đề được các nhà khoa học quantâm là sử dụng các chỉ số trên trong việc xác định pha ENSO và các đợt ENSO nhưthế nào? Đây là điều rất cần thiết trong đánh giá tác động của ENSO cũng nhưnghiên cứu quy luật diễn biến của nó Trong nhiều nghiên cứu, các pha và đợtENSO thường được xác định thông qua chuẩn sai nhiệt độ bề mặt nước biển cáckhu vực Nino, tuy nhiên, khu vực Nino sử dụng để tính SSTA, ngưỡng giá trị SSTA

của các pha ENSO và thời gian kéo dài trung bình trượt của SSTA có thể khác nhau.Một số nghiên cứu khác lại sử dụng chỉ số SOI để xác định các pha ENSO.

Trong một số tài liệu của cơ quan khí tượng Úc, đợt ENSO được xác định là nhữngtháng có SSTA của khu vực Nino 3 vượt ngưỡng ±1°C, còn trong dự báo của Vănphòng Khí tượng Úc (BOM – Bureau of Meteorology) ngưỡng xác định pha ENSO

là ±0.8°C Viện Nghiên cứu Khoa học Trái đất (Institute of Earth Sciences) lấyngưỡng là 0,9°C đối với SSTA khu vực Nino 3.4 để xác định đợt ENSO, các côngtrình tại Mỹ lại sử dụng ngưỡng ±0.5°C đối với khu vực này [19] Trong công trìnhnghiên cứu “Hiện tượng El Nino 1997 -1998: một thể nghiệm khoa học và kĩ thuật”được công bố năm 1999 của WMO - UNEP - ICSU - UNESCO đã nêu ra chỉ tiêu đểxác định thời kì El Nino của tác giả Trenberth (1997) như sau: El Nino là khoảngthời gian có trung bình trượt 5 tháng của SST khu vực Nino 3.4 vượt giới hạn0,4°C, kéo dài ít nhất 6 tháng Viện nghiên cứu Quốc tế về Khí hậu và Xã hội(International Research Institute for Climate and Society, IRI) cũng sử dụng địnhnghĩa này, tuy nhiên Trenberth cho rằng định nghĩa này cần được phát triển thêm[45]

Không sử dụng SST tại các khu vực Nino, cơ quan khí tượng Nhật Bản đưa ra địnhnghĩa: đợt El Nino là thời kì có giá trị trung bình trượt 5 tháng của SSTA tại khuvực (4°N - 4°S, 150°W - 90°W) vượt 0,5°C kéo dài 6 tháng trở lên Cách xác địnhnày đã được nhiều tài liệu khác sử dụng nhưng thay bằng khu vực Nino 3, theo đóthời kì có giá trị trung bình trượt 5 tháng của SSTA khu vực Nino 3 vượt ngưỡng

±0,5°C kéo dài 6 tháng trở lên được coi là một đợt ENSO [6,19,52] Cũng sử dụngđịnh nghĩa của cơ quan khí tượng Nhật Bản, nhưng có bổ sung, Pao - Shin Chu vàJianxin đưa ra cách xác định: El Nino là thời kì có trung bình trượt 5 tháng củaSSTA khu vực Nino 3 vượt 0,5°C kéo dài 6 tháng nhưng phải có ít nhất 1 tháng cóSSTA vượt 1°C [40] Trung tâm Dự báo khí hậu Hoa Kỳ (CPC - Climate PredictionCenter, http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/analysis_monitoring/) sử dụngSSTA khu vực Nino 3.4 để xác định ENSO theo mùa bằng cách tính trung bìnhtrượt 3 tháng, trị số này lớn hơn 0,5°C (kéo dài ít nhất 5 tháng) tương ứng với ElNino và nhỏ hơn 0,5°C (kéo dài ít nhất 5 tháng) tương ứng với La Nina Theo đó

cách xác định cấp cường độ của ENSO cũng được sử dụng: khi SSTA tại khu vựcNino 3.4 >1°C (< -1°C) tương ứng với El Nino (La Nina) trung bình và khi SSTA >1,5°C (< -1,5°C) tương ứng với El Nino (La Nina) mạnh [19].

Ngoài phương pháp sử dụng SSTA, năm 2006, thông qua cuộc điều tra của Tổ chứcKhí tượng Thế giới (WMO) đối với các nước thành viên, Cục Khí tượngBangladesh đã đưa ra định nghĩa: El Nino, La Nina là thời kỳ liên tục kéo dài 3tháng trở lên có chỉ số SOI vượt ngưỡng ±5 [53] Trong khi đó, nhiều tài liệu của

Úc đã lấy giá trị 10 làm ngưỡng: SOI nhỏ hơn 10 tương ứng với El Nino và lớn hơn

10 tương ứng với La Nina [19]

Các định nghĩa đã nêu sử dụng SST hoặc SOI để xác định pha ENSO, tuy nhiên,diễn biến của SST không phải lúc nào cũng phù hợp với diễn biến của SOI, vì vậy,nếu coi ENSO phải được thể hiện đồng thời ở cả đại dương và khí quyển thì đánhgiá ENSO cũng phải kết hợp hai chỉ số SSTA và SOI Theo đó, năm 2000, Smith,C.A và Sardeshmuck đã sử dụng kết hợp giữa hai chỉ số SSTA và Nino 3.4/SOIchuẩn hóa để đưa ra chỉ số BEI (the Best ENSO Index) cho từng tháng bằng trungbình trượt 5 tháng của thời kì 1871 - 2004 Khi đó BEI dương biểu hiện pha ENSOnóng và ngược lại Tuy nhiên để xác định các đợt El Nino thì BEI phải vượt giớihạn giá trị độ lệch chuẩn của chuỗi BEI tháng, cụ thể BEI là phải vượt giá trị ±0,96[44] Cùng với việc xác định trực tiếp các đợt ENSO thông qua các chỉ số đã nêu ởtrên, có thể sử dụng phương pháp phân tích phổ để khảo sát tính chu kì của chuỗicác chỉ số biểu thị ENSO như SOI hoặc chỉ số tổ hợp SST - Nino 3.4/SOI [44].Nhờ sự phát triển mạnh mẽ của khoa học kĩ thuật, nguyên nhân hình thành, cơ chếhoạt động cũng như ảnh hưởng của ENSO tới các điều kiện thời tiết khí hậu ởnhững khu vực khác nhau đã thu hút được sự chú ý của các nhà khoa học trên thếgiới, nhất là trong những thập kỉ gần đây Nghiên cứu cấu trúc của mực nước biểntrong các đợt El Nino cho thấy sự biến động của mực nước phụ thuộc vào vĩ độ và

sự khác nhau giữa các đợt ENSO và không ENSO Sự dao động của ENSO phụthuộc rất lớn vào vào quá trình nhiệt động lực, trong đó bình lưu vĩ hướng và nướctrồi đóng vai trò quan trọng nhất [25]

Người ta vẫn thường cho rằng Ấn Độ Dương đóng vai trò rất lớn trong hoạt độngcủa gió mùa Châu Á Các nghiên cứu cũng cho thấy rằng sự biến đổi trong chế độgió mùa có liên quan với những biến động của nhiệt độ nước biển bề mặt Thái BìnhDương Những ảnh hưởng của ENSO tới một số yếu tố thời tiết khí hậu ở nhiều nơicũng được nghiên cứu Trong [1,6] các tác giả cho thấy, ở khu vực Tây Bắc TháiBình Dương, hoạt động của xoáy thuận nhiệt đới giảm đi trong điều kiện El Nino,ngược lại trong điều kiện La Nina hoạt động của xoáy thuận nhiệt đới mạnh hơnbình thường Một nghiên cứu của Rasmusson cho thấy trong thời kì El Nino thường

có sự thiếu hụt đáng kể lượng mưa khu vực Ấn Độ và Sri Lanka [42] Từ những kếtquả nghiên cứu, các nhà khoa học đã xây dựng các mô hình dự báo ENSO, bướcđầu dự báo được sự bắt đầu, phát triển và suy yếu của El Nino trước một vài tháng.Đồng thời tác động của ENSO tới thời tiết, khí hậu, đặc biệt là biến động mùa vànăm của nhiệt độ, lượng mưa cũng được các nhà khoa học chú ý Các chỉ số SOI,SST, mối quan hệ giữa các chỉ số này với số liệu khí hậu như nhiệt độ, lượngmưa, ở nhiều vùng nhiệt đới và cận nhiệt đới được nhiều tác giả sử dụng [14,29].Những ảnh hưởng của ENSO trước hết làm thay đổi cơ chế hoàn lưu TheoRopelewski và Helpert (1987), Ramusson và Wallace (1983), ENSO làm xáo trộnhoàn lưu chung khí quyển và do đó làm rối các kiểu thời tiết Trong các dòng hoànlưu thì gió mùa nói chung và gió mùa mùa hè nói riêng hình thành do hai nguyênnhân chính: nguyên nhân động lực và nguyên nhân nhiệt lực Nguyên nhân độnglực thể hiện ở sự dịch chuyển kinh hướng của các đới khí áp và gió theo mùa, phùhợp với cán cân bức xạ mặt trời Nguyên nhân nhiệt lực thể hiện ở sự phân bốkhông đều của nhiệt độ giữa lục địa và đại dương trong hai mùa [50] Do đó, hoànlưu gió mùa có liên quan tới những tương tác giữa đại dương và khí quyển hay nóicách khác, có liên hệ với ENSO

Nhiều nghiên cứu trên thế giới đã khẳng định có mối tương quan giữa gió mùa mùa

hè châu Á với hiện tượng ENSO Tuy nhiên, tính biến động của gió mùa liên quantới ENSO lại mang tính địa phương rõ rệt [35] Kết quả nghiên cứu mô phỏng của

Ju và Slingo (1994) cho thấy ảnh hưởng của El Nino đối với gió mùa quy mô hànhtinh biểu hiện qua sự chuyển động theo vĩ độ của dải hội tụ nhiệt đới trên Indonesia

trong mùa xuân ngay trước đó Sự dịch chuyển của dải hội tụ nhiệt đới gắn liền với

dị thường của nhiệt độ bề mặt nước biển (SST) ở Tây Bắc Thái Bình Dương Joseph

và cộng sự (1994) đã cho thấy tương quan tốt giữa ngày mở đầu gió mùa mùa hè ởKerala và nam Ấn Độ với dị thường SST ở Tây Bắc Thái Bình Dương

Nghiên cứu về khí hậu Việt Nam, tác giả Phạm Ngọc Toàn, Phan Tất Đắc đã khẳngđịnh rằng gió mùa đóng vai trò rất quan trọng trong điều kiện khí hậu, nhất là trongđiều kiện khí hậu nhiệt đới vì những tác động đảo ngược với các quy luật địa đới.Tuy nhiên, nghiên cứu về gió mùa thường chưa được chú ý đúng mức và đánh giáđầy đủ trong các công trình khảo sát và phân tích - ứng dụng khí hậu từ xưa đếnnay Với những công cụ và kho số liệu hiện nay, người ta đã có thể biểu thị cấu trúc,đặc điểm diễn biến của gió mùa khu vực rất phong phú và đa dạng Tuy nhiên, mộtcông cụ cổ điển nhưng khá hiệu quả là việc xây dựng các chỉ số khí hậu nhằm thểhiện một cách tổng hợp và đặc trưng nhất những đặc điểm, sự diễn biến của cáchiện tượng khí tượng cần quan tâm cũng đã được nhiều chuyên gia gió mùa sửdụng Đó là việc sử dụng các chỉ số gió mùa Để xây dựng các chỉ số gió mùa, trướchết người ta dựa vào định nghĩa và bản chất vật lý của nó, chọn ra những yếu tố vàkhu vực đặc trưng, những hệ thống gió mùa cần quan tâm Từ định nghĩa về giómùa, người ta khảo sát sự tương phản của gió thông qua các bản đồ tích hoặc hiệucủa các thành phần kinh, vĩ hướng của véc tơ gió giữa hai mùa, xác định những khuvực gió có sự đổi hướng trong năm [20] Cho tới nay, những chỉ số gió mùa thườngđược sử dụng bao gồm: Chỉ số về lượng mưa (dựa trên lượng mưa trung bình cáctháng gió mùa); Chỉ số hoàn lưu (dựa trên sự chênh lệch các thành phần gió tại cácmực khí áp); Chỉ số đối lưu (dựa trên lượng bức xạ phát xạ sóng dài OLR), Trong

đó, các chỉ số về mưa thường được áp dụng ở những nước gió mùa có liên quan tớichế độ nhiệt ẩm, đặc biệt là gió mùa mùa hè ở khu vực châu Á Ngoài ra, một số tácgiả còn sử dụng chênh lệch khí áp mặt biển làm chỉ số gió mùa, tuy nhiên, chỉ sốnày ít được sử dụng do trên các vùng vĩ độ thấp chênh lệch áp nhỏ, không điển hình

và khá phức tạp [20]

Trong bài báo nghiên cứu về chỉ số mưa gió mùa khu vực Ấn Độ của tác giảParthasarathy, chỉ số mưa gió mùa toàn Ấn Độ AIMR (All - India Monsoon

Rainfall) được sử dụng để phản ánh hoạt động của gió mùa mùa hè AIMR đượctính trung bình từ tất cả các tiểu vùng của Ấn Độ cho chuỗi số liệu nhiều năm [41].Mặc dù thể hiện được mức độ mạnh yếu của lượng mưa gió mùa trên toàn Ấn Độnhưng chỉ số AIMR chưa đại diện cho hoàn lưu gió mùa mùa hè trên quy mô lớn ởNam Á [23] Chỉ số hoàn lưu WYI đã được sử dụng nhằm phản ánh tính biến độngcủa gió mùa châu Á, được tính là hiệu thành phần gió vĩ hướng giữa mực 850 hPa

và mực 200 hPa trung bình trên khu vực nam Á Tuy nhiên chỉ số AIMR và WYI lạikhông có mối liên hệ chặt chẽ với nhau, do đó, chỉ số mưa Ấn Độ mở rộng RM1được đưa vào sử dụng, được tính là tổng lượng mưa gió mùa mùa hè trên khu vựclục địa Ấn Độ cộng với phần phía Bắc của Vịnh Bengal và phần phía Nam TrungQuốc, bao trùm khu vực (10 - 30°N, 70 - 100°E) Chỉ số này có mối liên hệ khá tốtvới chỉ số hoàn lưu Hadley MHI (được tính bằng hiệu thành phần gió kinh hướnggiữa 850 và 200 hPa cho chính khu vực có lượng mưa mở rộng nêu trên MHI cũng

có liên hệ khá tốt với AIMR [30]

Một số chỉ số cho khu vực Tây Bắc Thái Bình Dương, Nam Mỹ, Đại Tây Dương,

Ấn Độ Dương, cũng được nghiên cứu và áp dụng như các chỉ số WNPMI,AUSMI, ZI, SSI1, GI, Tiếp đó, các tác giả đã đề cập một số chỉ số hoàn lưu chonhững khu vực khác nhau của gió mùa châu Á [23,48] Khu vực Đông Nam Á cóphạm vi trải rộng theo hướng Đông - Tây, bao trùm cả phía Tây Thái Bình Dương,các chỉ số gió mùa xây dựng cho khu vực này phải đảm bảo phản ánh được sự biếnđộng của gió mùa trên một phạm vi rộng lớn Chỉ số hoàn lưu và đối lưu trên khuvực Đông Nam Á được tính toán dựa trên kết quả phân tích mối quan hệ giữa cácđặc trưng gió mùa khu vực nghiên cứu (10 - 20°N, 115 - 140°E) Hai chỉ số đượclựa chọn cho khu vực này bao gồm: Chỉ số hoàn lưu MCI 2 được tính bằng hiệuthành phần gió vĩ hướng mực 850 hPa trung bình của khu vực (5 - 15°N, 90 -130°E) và khu vực (22,5 - 32,5°N, 110 - 140°E) tính trung bình cho mùa gió mùa từtháng 6 tới tháng 9; Chỉ số đối lưu được tính bằng chuẩn sai âm của bức xạ phát xạsóng dài khu vực (10 - 20°N, 115 - 140°E) [23] Bảng 1.1 đưa ra một số chỉ số giómùa cho các khu vực khác nhau

Bảng 1.1: Một số chỉ số gió mùa

Goswami B.N (1999) [30]

WNPMI (Western Norht Pacific Monsoon Index) Hoàn lưu vĩ hướng (Tây BắcTBD) U850 (5 - 15oN, 100 - 130oE) - U850 (20 -30oN, 110 - 140oE)

Wang et al (2001) [48]

AUSMI (Australian Summer Monsoon Index) Hoàn lưu vĩ hướng (Australia)

U850 (0 - 10oS, 120 - 150oE) Wang et al (2004) [46]

ATL3I (Atlantic index) Chuẩn sai nhiệt (Nam Mỹ) ATL3 = SST (20°W - 0°E,3°S - 3°N) Marcelo Barreiro et al [39]

ZI (The mean 850 mb Zonal winds over the western equatorial Atlantic Index)

Hoàn lưu (Đại Tây Dương) ZI = U850 (60 - 20°W, 5°S - 5°N) MarceloBarreiro et al [39]

SSI1 (Southerly shear Index) Hoàn lưu (khu vực Ấn Độ) V850 – V200 ((5 15oN,120 - 145oE) và (5oS - 5 oN,90 - 120oE)) Wang & Fan (1999)[23]

-WYI (Weber and Yang Index) Hoàn lưu vĩ hướng (Nhiệt đới châu Á) U850 U200

-(0 - 20oN, 40 - 110oE) Weber & Yang (1992) [49]

GI (Guo Index) Hoàn lưu vĩ hướng (Châu Á-Thái Bình Dương) GI = SLP (< -5hPa) (10 - 50°N, 100 - 160°E) Guo, (1983) [33]

CI1 (Convection Index 1) Đối lưu (Ấn Độ) OLR (10 - 25oN, 70 - 100oE)

Wang & Fan (1999) [23]

CI2 (Convection Index 2) Đối lưu (Nam Á) OLR (10 - 20oN,115 - 140oE),trung bình từ tháng 6 - tháng 9 Wang & Fan (1999) [23]

U bengal (Gió vĩ hướng trung

bình mực 850 hPa trên vịnh Bengal)

Hoàn lưu mực thấp (Vịnh Bengal) U bengal = U850 (5 - 10°N, 90 - 100°E) +Trong hậu (pentad – thời kỳ 5 ngày liên tiếp) bùng nổ, U bengal > 0

+ Trong 3 hậu tiếp theo, bao gồm cả hậu bùng nổ, U bengal phải dương trong ít nhất

3 hậu và giá trị trung bình hậu U bengal > 3 m/s Bùi Minh Tuân, Nguyễn MinhTrường, 2010 [10]

EAMI (East Asian Monsoon Index) Hoàn lưu (Đông Á-Thái Bình Dương)

EAMI = U850 - U200 (0 - 10°N, 100 - 130°E) + SLP (10 - 50°N ,160°E) –SLP (10 - 50°N ,110°E) ) + Ngưỡng:EAWM mạnh, yếu: ±0.5

+ Ngưỡng: EASM mạnh yếu: ±1 (H.Zhu, 2005) [27]

EASMI (East Asian Summer Monsoon Index) (Đông Á) EASMI = ΔSLP (10

-50 oN,110 - 160 oE) Guo (1983) [32]

DU2

(SEAMI), (MCI2) (The difference between the westerly zonal wind anomaliesaveraged over two regions) Hoàn lưu vĩ hướng (Đông Nam Á) U850 (5 -15oN, 90 - 130oE) -

U850 (22.5 - 32.5oN, 110 - 140oE) Wang & Fan (1999) [23]

IMI (The Indian summer Monsoon Index) Hoàn lưu vĩ hướng (Ấn Độ)

U850 (5 15oN, 40 80oE)

-U850 (20 - 30oN, 60 - 90oE) Wang et al (2001) [48]

SCSSM (South China Sea Summer Monsoon) Hoàn lưu vĩ hướng (Biển Đông)

SCSSM = U850 hPa (5 - 15°N, 110 - 120°E) + Hậu (pentad) đầu tiên saungày 25/4 thỏa mãn: (1) SCSSM >0 trong hậu bùng nổ, (2)Bốn hậu tiếp theo, gồm

cả hậu bùng nổ, SCSSM >0 trong ít nhất 3 hậu và SCSSM trung bình 4 hậu đó>1m/s B Wang, Lin Ho, Y Zhang M.M Lu, (2004) [22,26]

SCSMI (South China Sea Monsoon Index) Hoàn lưu

vĩ hướng (Biển Đông) SCSMI = U850 (5 15°N,110 120°E) U850 (20 25°N,110 - 120°E) Bin Wang et al (2009) [24]

-ORLI (Outgoing Longwave Radiation Index) Đối lưu (Biển Đông) ORLI =ORL (5 - 20°N, 110 - 120°E) JiangYu Mao and Johny C L Chan,2004[38]

SCSMI (South China Sea Monsoon Index) Hoàn lưu (Biển Đông) SCSMI

= (5.25 - 10.25°N,110 - 120°E) - (17.25 – 22.25°N, 110-120 °E)

Guihua Wang, Chunzai Wang, Rui Xin Huang (2010) [31]

EASMI (East Asian Summer Monsoon Index) Hoàn luu vĩ hướng (Đông Á)

U850 (10 - 20oN, 100 - 150oE) - U850 (25 -35oN, 100 - 150oE)

Quingyun Zhang, Shiyang Tao (1998)

Issm (Subtropical Summer Monsoon Index) Nhiệt đới đông Á Issm= Psub –Psib

Psub = SLP (40 - 50 oN, 110 oE)

Psib = SLP (30 - 40 oN, 160 oE) Zhao Ping [54]