现代气候学6海气相互作用课件

第六章海—气相互作用

第一节海洋在气候形成和变化中的重要性第二节海陆物理特性的差异第三节海陆分布对气候的影响第四节海洋环流第五节海气能量交换第六节热带海洋对气候的影响

第六章海—气相互作用1第一节海洋在气候形成和变化中的重要性1、海洋是大气热机运转的主要能量供应源

2、海洋能够对全球水汽循环产生重要影响3、海洋对大气运动具有重要的调节作用4、海洋对温室效应具有缓解作用

第一节海洋在气候形成和变化中的重要性2

第二节海陆物理特性的差异

1、海、陆面积差异；2、海、陆表面辐射性质差异；3、海、陆向大气热量输送的差异；4、海、陆向下热量输送的差异；5、海、陆表面摩擦阻力的差异。第二节海陆物理特性的差异3海陆面积随纬度的分布海陆面积随纬度的分布4

海、陆表面太阳总辐射和净辐射的比较(MJ/m2•年)（布德科）纬度陆地海洋QRQR70-60ºN60-50ºN50-40ºN40-30ºN30-20ºN20-10ºN10-0ºN0-10ºS10-20ºS20-30ºS30-40ºS40-50ºS50-60ºS全球351741875317649073277578661562806908808067415108360157789211340188424282680309833083308314029722596184214652093314037684731594570347411741175787411690860294857364360299631800268037684647506651915317510845643852310419263810

海、陆表面太阳总辐射和净辐射的比较(MJ/m2•5表6.2海、陆表面热量平衡各分量的纬圈年平均(MJ•m-2)(布德科，1956)纬度带陆地海洋全球LEH

LE

HLEH70-60°N6702511298921837461

60-5096337719687951382544

50-40104783728056701884754

40-30963146540195862721963

30-20796188445632933140879

20-101340175848992933978670

10-0238792143542933894418

0-0°S255474541452513768377

10-201884125647313774103586

20-301172180044384613684754

30-401214138234334613182586

40-5092192121352512093293

50-6092154414653771465377

全球平均113096334333772763544

表6.2海、陆表面热量平衡各分量的纬圈年平均(MJ•m6表6.3台风登陆后风速削弱的百分比离海岸距离（km）010152550100150台风登陆后风速比（﹪）100978686725547表6.3台风登陆后风速削弱的百分比离海岸距离（km）017

第三节海陆分布对气候的影响

1、海陆分布对环流的影响（1）对西风扰动的影响（2）对季风的影响2、海陆分布对气温的影响3、海陆分布对降水的影响第三节海陆分布对气候的影响8图6.2海陆热力影响下冬季定常槽百分率（上）和厚度分布示意图图6.2海陆热力影响下冬季定常槽百分率（上）和9表6.4在30°N不同高度上海、陆气温及其差值（℃）等压面（hPa）月①亚非大陆②太平洋①-②海平面19.212.5-3.3731.224.76.385015.56.5-1.0724.016.47.67001-1.3-0.3-1.0713.98.65.35001-16.5-14.5-2.07-4.3-6.82.53001-41.8-38.3-3.37-28.1-33.04.92001—-51.5—7-46.5-53.47.1表6.4在30°N不同高度上海、陆气温及其差值（℃）等10

第四节海洋环流

1、风生流（1）太平洋海流（2）大西洋海流（3）印度洋海流2、热盐环流（1）概念（2）热盐环流的重要性3、海洋环流对气候的影响（1）热量输送（2）水分输送（3）对温度的影响1）南北温差2）东西温差（4）对降水的影响第四节海洋环流11图6.3海洋垂直断面循环示意图图6.3海洋垂直断面循环示意图121、风生流（1）太平洋海流（2）大西洋海流（3）印度洋海流

现代气候学6海气相互作用课件13图6.4世界海洋循环系统（K.Stowe，1995）图6.4世界海洋循环系统（K.Stowe，1995）142、热盐环流（1）概念（2）热盐环流的重要性

2、热盐环流15现代气候学6海气相互作用课件16热盐环流（温盐环流）

由于海水在空间上温度和盐度的差异引起海水密度的变化，由此导致深层海水缓慢的运动称之。热盐环流（温盐环流）17全球大洋传输带（1996）

极区因辐射冷却等因素形成寒冷、高盐、高密度的海水强烈下沉,形成底层流或深层流。北大西洋的高盐度水以深层流的形式向南流,绕过非洲南端后,一部分向北流到印度洋,其余部分继续向东流入太平洋,在此,受温暖和入注淡水的稀释作用,海水密度降低并上升到表面,然后向西运动返回到大西洋以平衡外流的水体，构成了一个跨越大洋的海洋“传送带”。全球大洋传输带（1996）18现代气候学6海气相互作用课件19热盐环流的重要性

大洋传送带将温暖、低盐的表层水由东至西地传送到大西洋,将深层的、高盐度的冷水从西向东送入太平洋,由此造成的水汽交换量达20×106m3/s。由于向北的流动供给海水平均温度为10℃,向南流动的深层水为2℃,每形成1m3的深水将释放33.48J的热量,一年中由此所释放的总热量达20.9×1021J,相当于35°N的北大西洋地区每平方厘米的大气每年可获得104625J的海洋热,占该地区所获得的所有热量的25%。这一数量远远超过了地球轨道要素所引起的日照率变化所产生的影响,这些热量的有无对高纬度的温度与大陆冰盖的生消有重大的影响。因此,有人提出大洋环流—气候关系模式，用来解释第四纪冰期——间冰期的转换机制,认为冰期—间冰期的转换是通过大洋传送带的开启与关闭来控制的,在大洋传送带开启的时期维持与现代相当的间冰期气候,当大洋传送带被关闭或严重削弱的时期转变为冰期气候。热盐环流的重要性20

热盐环流的重要性

就全球气候系统而言，热带存在辐射盈余，极地存在辐射亏损，为保持整个系统的能量平衡，在低纬与高纬之间，必定存在强的经向能量输送。研究表明：海洋的极向热输送约占海气耦合系统中极向热输送总量的50%，在北半球，它把低纬的热量输送到高纬，在50°N附近（海洋西边界流最强）通过强烈的海气热交换，把大量的热量输送给大气，再由大气把能量向更高纬度输送。海洋经向热输送强度的变化，将对全球气候产生重要影响。热盐环流的重要性21现代气候学6海气相互作用课件22图6.6海气快速相互作用的区域（a）和全球气候系统的经向环流体系（b）示意图（Webster，1994）图6.6海气快速相互作用的区域233、海洋环流对气候的影响（1）热量输送（2）水分输送（3）对温度的影响1）南北温差2）东西温差（4）对降水的影响3、海洋环流对气候的影响24表6.5大陆和大洋上赤道至北极圈气温差(ºC)的比较经度(地区)0º(大西洋)130ºE(欧亚大陆)170ºW(太平洋)90ºW(北美大陆)1月7月平均22º16º19º74º8º41º47º2536º58º25º41º表6.5大陆和大洋上赤道至北极圈气温差(ºC)的比较经25

第五节海-气能量交换

1、海-气能量转换的物理过程2、海-气界面的辐射平衡3、海面上的热量交换

第五节海-气能量交换26图北大西洋中纬度区域(55ºN，20ºW)热通量H和LE强度的年变化(布德科，1978)图北大西洋中纬度区域(55ºN，20ºW)热通量H和LE强27表6.6来自海面的感热通量H和潜通量LE的纬度平均值(108

MJ/m2•a)纬度带(ºN)HLELE/(H±LE)70-6060-5050-4040-3030-2020-1010-09.28.06.75.92.92.92.913.019.728.240.445.849.143.60.5850.7110.8070.8720.9400.9440.936表6.6来自海面的感热通量H和潜通量LE的纬度平均值28

第六节热带海洋对气候的影响

1、ENSO循环（1）南方涛动（2）厄尔尼诺（3）沃克环流2、印度洋偶极子（1）概念（2）指数和特征（3）IOD的演变过程（4）IOD和ENSO之间的关系3、热带海洋对气候的影响（1）ENSO的气候影响

1）对降水的影响2）对气温度的影响（2）IOD及与ENSO共同作用对东亚气候的影响

第六节热带海洋对气候的影响291、ENSO循环（1）南方涛动（2）厄尔尼诺（3）沃克环流

1、ENSO循环30英国数学家兼气象学家沃克爵士英国数学家兼气象学家沃克爵士31当印度洋地区出现气压正距平时，东南太平洋及南美地区将有负距平；反之亦然。当印度洋地区出现气压正距平时，东南太平洋及南美地32现代气候学6海气相互作用课件33现代气候学6海气相互作用课件34图6.9南方涛动指数(SOI)的年际变化时间序列(缪启龙根据CPC1933-2008资料绘制)图6.9南方涛动指数(SOI)的年际变化时间序列35图6.10海洋平均温度分布(℃)（Levitus，1982）图6.10海洋平均温度分布(℃)（Levitus，1936图6.11赤道太平洋海温监测区分布图图6.11赤道太平洋海温监测区分布图37Nino3.4Nino3.438正常状态29℃

24℃

WE西海面高40cm左右平均海温高3～6℃

正常状态29℃24℃WE西海面高40cm左右39厄尔尼诺发生的状态WE厄尔尼诺发生的状态WE40现代气候学6海气相互作用课件41正常状态（1993.12）正常状态（1993.12）42厄尔尼诺状态（1997.12）厄尔尼诺状态（1997.12）43拉尼娜状态（1998.12）拉尼娜状态（1998.12）441901—2003年中强1901—2003年中强45

在常年，此区域东向信风盛行，在平均风速下，沿赤道太平洋海平面高度呈西高东低的形势。西太平洋斜温层深度约200m，东太平洋仅50m左右，这种结构与西暖东冷的平均海温分布相适应（图a）。

图赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应

a.平均状况在常年，此区域东向信风盛行，在平均风速下，沿赤道太46图赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应

b.强信风

在冷水带上，气温高于水温，空气层结稳定，对流不易发展，雨量偏少，气候干旱。图赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应b.强信风

47图赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应

c.信风张驰图赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应

c.信48

49沃克环流

赤道东太平洋是冷水上翻区。形成了著名的赤道干旱带。在日界线以东0～10ºS范围内年降水量仅500mm左右。

西太平洋从日界线往西到菲律宾是所谓“暖池”。在西太平洋赤道附近年降水量在2000mm以上，10ºN~10ºS附近两个半球的热带辐合带年降水量高达5000mm。

菲律宾以东的暖池与赤道东太平洋的冷水域之间形成强烈的温度对比。Bjerknes首先（1969）指出这种东西向对比的重要性。并且认为赤道太平洋上空可能存在一个纬向环流圈。沃克环流50现代气候学6海气相互作用课件51沃克环流——

赤道东太平洋冷水域上空大气是下沉运动，西太平洋暖池上空大气对流强烈，以上升运动为主，而地面为东风信风，高空对流层上层为西风，形成一个闭合的东西向环流圈。沃克环流是赤道地区海-气作用的产物,并通过大气的遥相关作用影响到其它地区,在整个赤道纬圈均存在沃克环流。沃克环流——52现代气候学6海气相互作用课件53现代气候学6海气相互作用课件54图6.13赤道洋面的垂直环流圈（Wvrtki，1982）图6.13赤道洋面的垂直环流圈（Wvrtki，1982）55厄尔尼诺对全球气候的影响

厄尔尼诺对全球气候的影响56现代气候学6海气相互作用课件57现代气候学6海气相互作用课件58印度洋偶极子（IndianOceanDipole，IOD）1、基本概念Saji等（1999）用过去40年的观测资料分析出了热带印度洋有着与ENSO类似的显著海-气相互作用的年际变化信号，并称之为赤道印度洋的偶极子模态。

正偶极子模态（西暖东冷）表现为赤道产生了显著的东风异常，赤道东南印度洋海水异常变冷，周边印度尼西亚等国异常干旱，而在赤道西印度洋海水异常变暖，周边的东非地区产生很大的洪水灾害。反之为负偶极子事件。

IOD有着显著的季节变化，在夏季开始出现，持续到秋季最明显，冬季开始逐渐减弱。热带印度洋不仅对周边的国家及岛屿的气候变化起到很大的影响作用，而且与东南亚大陆以及全球其他地区的气候变化有着密切的联系。印度洋偶极子（IndianOceanDipole，IOD59相比之下，热带印度洋海温变率远小于太平洋，但其纬向距平的变化同样十分明显，并通过海-气相互作用影响周边气候。1994年夏季，东亚许多地区气候显著异常，这一年发生在太平洋的弱ElNino事件并不能很好地解释该异常现象，而Saji等提出IOD可以较好地解释1994年气候异常。Guan等研究认为IOD至少通过两种方式影响1994年夏季东亚环流，导致东亚气候异常。Kumar等对140年历史资料进行分析，发现ENSO与印度夏季风的反相关关系自1970年代中后期已不显著，出现了迅速而且明显的减弱。Ashok等认为IOD恰恰是引起ENSO-印度季风降水关系减弱的原因之一。因此，IOD作为下垫面海洋一种的外强迫信号，对短期气候预测有着十分重要的意义。相比之下，热带印度洋海温变率远小于太平洋，但其纬向60

2、指数和特征

Saji将印度洋西部（50-70°E，10°S-10°N）和东部（90-110°E，10°S-EQ）区域平均的海表温度距平之差定义为IOD指数。当处于偶极子正位相时期，印度洋海温异常呈西正东负的分布形式；相反，当处于偶极子负位相时期，印度洋海温异常呈西负东正的分布形式。

2、指数和特征61图6.14印度洋偶极子关键海温区域（saji等，1999）图6.14印度洋偶极子关键海温区域（saji等，19962图6.15赤道印度洋海温偶极子指数的时间变化(a)及其功率谱(b)细实线和虚线分别表示95%和99%信度（李崇银，2003）图6.15赤道印度洋海温偶极子指数的时间变化(a)及其功63图6.15给出1900-1997年间印度洋海温偶极子指数的时间变化及功率谱，表明：海温偶极子指数既有年际变化(周期主要为4-5年)，也有明显的年代际变化(周期主要为25-30年)。且在1961年之前印度洋海温偶极子指主要为负值；在1961年之后，其指数更多地为正值，而且较强指数也多为正值。图6.15给出1900-1997年间印度洋海温偶极643、IOD的演变过程

根据IOD指数的大小，利用1958-1999年的海温资料，选出6个IOD正位相年进行合成。合成结果如图6.16所示。在5-6月，海温负距平最先出现在龙目岛海峡附近，同时东南赤道印度洋上出现东南风异常。7-8月，负距平加强且沿着印度尼西亚海岸向赤道方向延伸，而西印度洋开始出现正距平。随后，赤道纬向风加强并且海温异常呈偶极型分布。9-10月上述特征迅速达到盛期，紧接着快速衰亡。Anderson等的研究结果表明这种偶极子分布形态不仅存在于海表温度的变化中，次表层海温变化同样也具有这种特征。3、IOD的演变过程65图6.16SST偶极子强度DMI与赤道纬向风异常Ueq的强耦合。偶极子模态和赤道纬向风场异常的强度的季节发展，从前一年至典型偶极子年的第二年。超过90%信度检验的显著异常以点做标志。（Saji等，1999年）图6.16SST偶极子强度DMI与赤道纬向风异常Ueq的66作业

1、为什么赤道型气温年变化中气温一年有两个极大值？2、为什么气温的年较差随纬度的增加而增大？3、试说明热带型和温带型气温年变化的特征，并揭示其原因。4、为什么说海陆有物理性质的差异？具体表现在那几方面？5、平均纬圈气温的经向分布受那几个因素的影响？其分布是怎样的？6、气温的年较差的地理分布？气温的年变化型有那几种？7、说明什么是大陆性、海洋性、地中海、季风气候类型？作业67

第六章海—气相互作用

第一节海洋在气候形成和变化中的重要性第二节海陆物理特性的差异第三节海陆分布对气候的影响第四节海洋环流第五节海气能量交换第六节热带海洋对气候的影响

第六章海—气相互作用68第一节海洋在气候形成和变化中的重要性1、海洋是大气热机运转的主要能量供应源

2、海洋能够对全球水汽循环产生重要影响3、海洋对大气运动具有重要的调节作用4、海洋对温室效应具有缓解作用

第一节海洋在气候形成和变化中的重要性69

第二节海陆物理特性的差异

1、海、陆面积差异；2、海、陆表面辐射性质差异；3、海、陆向大气热量输送的差异；4、海、陆向下热量输送的差异；5、海、陆表面摩擦阻力的差异。第二节海陆物理特性的差异70海陆面积随纬度的分布海陆面积随纬度的分布71

海、陆表面太阳总辐射和净辐射的比较(MJ/m2•年)（布德科）纬度陆地海洋QRQR70-60ºN60-50ºN50-40ºN40-30ºN30-20ºN20-10ºN10-0ºN0-10ºS10-20ºS20-30ºS30-40ºS40-50ºS50-60ºS全球351741875317649073277578661562806908808067415108360157789211340188424282680309833083308314029722596184214652093314037684731594570347411741175787411690860294857364360299631800268037684647506651915317510845643852310419263810

海、陆表面太阳总辐射和净辐射的比较(MJ/m2•72表6.2海、陆表面热量平衡各分量的纬圈年平均(MJ•m-2)(布德科，1956)纬度带陆地海洋全球LEH

LE

HLEH70-60°N6702511298921837461

60-5096337719687951382544

50-40104783728056701884754

40-30963146540195862721963

30-20796188445632933140879

20-101340175848992933978670

10-0238792143542933894418

0-0°S255474541452513768377

10-201884125647313774103586

20-301172180044384613684754

30-401214138234334613182586

40-5092192121352512093293

50-6092154414653771465377

全球平均113096334333772763544

表6.2海、陆表面热量平衡各分量的纬圈年平均(MJ•m73表6.3台风登陆后风速削弱的百分比离海岸距离（km）010152550100150台风登陆后风速比（﹪）100978686725547表6.3台风登陆后风速削弱的百分比离海岸距离（km）0174

第三节海陆分布对气候的影响

1、海陆分布对环流的影响（1）对西风扰动的影响（2）对季风的影响2、海陆分布对气温的影响3、海陆分布对降水的影响第三节海陆分布对气候的影响75图6.2海陆热力影响下冬季定常槽百分率（上）和厚度分布示意图图6.2海陆热力影响下冬季定常槽百分率（上）和76表6.4在30°N不同高度上海、陆气温及其差值（℃）等压面（hPa）月①亚非大陆②太平洋①-②海平面19.212.5-3.3731.224.76.385015.56.5-1.0724.016.47.67001-1.3-0.3-1.0713.98.65.35001-16.5-14.5-2.07-4.3-6.82.53001-41.8-38.3-3.37-28.1-33.04.92001—-51.5—7-46.5-53.47.1表6.4在30°N不同高度上海、陆气温及其差值（℃）等77

第四节海洋环流

1、风生流（1）太平洋海流（2）大西洋海流（3）印度洋海流2、热盐环流（1）概念（2）热盐环流的重要性3、海洋环流对气候的影响（1）热量输送（2）水分输送（3）对温度的影响1）南北温差2）东西温差（4）对降水的影响第四节海洋环流78图6.3海洋垂直断面循环示意图图6.3海洋垂直断面循环示意图791、风生流（1）太平洋海流（2）大西洋海流（3）印度洋海流

现代气候学6海气相互作用课件80图6.4世界海洋循环系统（K.Stowe，1995）图6.4世界海洋循环系统（K.Stowe，1995）812、热盐环流（1）概念（2）热盐环流的重要性

2、热盐环流82现代气候学6海气相互作用课件83热盐环流（温盐环流）

由于海水在空间上温度和盐度的差异引起海水密度的变化，由此导致深层海水缓慢的运动称之。热盐环流（温盐环流）84全球大洋传输带（1996）

极区因辐射冷却等因素形成寒冷、高盐、高密度的海水强烈下沉,形成底层流或深层流。北大西洋的高盐度水以深层流的形式向南流,绕过非洲南端后,一部分向北流到印度洋,其余部分继续向东流入太平洋,在此,受温暖和入注淡水的稀释作用,海水密度降低并上升到表面,然后向西运动返回到大西洋以平衡外流的水体，构成了一个跨越大洋的海洋“传送带”。全球大洋传输带（1996）85现代气候学6海气相互作用课件86热盐环流的重要性

大洋传送带将温暖、低盐的表层水由东至西地传送到大西洋,将深层的、高盐度的冷水从西向东送入太平洋,由此造成的水汽交换量达20×106m3/s。由于向北的流动供给海水平均温度为10℃,向南流动的深层水为2℃,每形成1m3的深水将释放33.48J的热量,一年中由此所释放的总热量达20.9×1021J,相当于35°N的北大西洋地区每平方厘米的大气每年可获得104625J的海洋热,占该地区所获得的所有热量的25%。这一数量远远超过了地球轨道要素所引起的日照率变化所产生的影响,这些热量的有无对高纬度的温度与大陆冰盖的生消有重大的影响。因此,有人提出大洋环流—气候关系模式，用来解释第四纪冰期——间冰期的转换机制,认为冰期—间冰期的转换是通过大洋传送带的开启与关闭来控制的,在大洋传送带开启的时期维持与现代相当的间冰期气候,当大洋传送带被关闭或严重削弱的时期转变为冰期气候。热盐环流的重要性87

热盐环流的重要性

就全球气候系统而言，热带存在辐射盈余，极地存在辐射亏损，为保持整个系统的能量平衡，在低纬与高纬之间，必定存在强的经向能量输送。研究表明：海洋的极向热输送约占海气耦合系统中极向热输送总量的50%，在北半球，它把低纬的热量输送到高纬，在50°N附近（海洋西边界流最强）通过强烈的海气热交换，把大量的热量输送给大气，再由大气把能量向更高纬度输送。海洋经向热输送强度的变化，将对全球气候产生重要影响。热盐环流的重要性88现代气候学6海气相互作用课件89图6.6海气快速相互作用的区域（a）和全球气候系统的经向环流体系（b）示意图（Webster，1994）图6.6海气快速相互作用的区域903、海洋环流对气候的影响（1）热量输送（2）水分输送（3）对温度的影响1）南北温差2）东西温差（4）对降水的影响3、海洋环流对气候的影响91表6.5大陆和大洋上赤道至北极圈气温差(ºC)的比较经度(地区)0º(大西洋)130ºE(欧亚大陆)170ºW(太平洋)90ºW(北美大陆)1月7月平均22º16º19º74º8º41º47º2536º58º25º41º表6.5大陆和大洋上赤道至北极圈气温差(ºC)的比较经92

第五节海-气能量交换

1、海-气能量转换的物理过程2、海-气界面的辐射平衡3、海面上的热量交换

第五节海-气能量交换93图北大西洋中纬度区域(55ºN，20ºW)热通量H和LE强度的年变化(布德科，1978)图北大西洋中纬度区域(55ºN，20ºW)热通量H和LE强94表6.6来自海面的感热通量H和潜通量LE的纬度平均值(108

MJ/m2•a)纬度带(ºN)HLELE/(H±LE)70-6060-5050-4040-3030-2020-1010-09.28.06.75.92.92.92.913.019.728.240.445.849.143.60.5850.7110.8070.8720.9400.9440.936表6.6来自海面的感热通量H和潜通量LE的纬度平均值95

第六节热带海洋对气候的影响

1、ENSO循环（1）南方涛动（2）厄尔尼诺（3）沃克环流2、印度洋偶极子（1）概念（2）指数和特征（3）IOD的演变过程（4）IOD和ENSO之间的关系3、热带海洋对气候的影响（1）ENSO的气候影响

1）对降水的影响2）对气温度的影响（2）IOD及与ENSO共同作用对东亚气候的影响

第六节热带海洋对气候的影响961、ENSO循环（1）南方涛动（2）厄尔尼诺（3）沃克环流

1、ENSO循环97英国数学家兼气象学家沃克爵士英国数学家兼气象学家沃克爵士98当印度洋地区出现气压正距平时，东南太平洋及南美地区将有负距平；反之亦然。当印度洋地区出现气压正距平时，东南太平洋及南美地99现代气候学6海气相互作用课件100现代气候学6海气相互作用课件101图6.9南方涛动指数(SOI)的年际变化时间序列(缪启龙根据CPC1933-2008资料绘制)图6.9南方涛动指数(SOI)的年际变化时间序列102图6.10海洋平均温度分布(℃)（Levitus，1982）图6.10海洋平均温度分布(℃)（Levitus，19103图6.11赤道太平洋海温监测区分布图图6.11赤道太平洋海温监测区分布图104Nino3.4Nino3.4105正常状态29℃

24℃

WE西海面高40cm左右平均海温高3～6℃

正常状态29℃24℃WE西海面高40cm左右106厄尔尼诺发生的状态WE厄尔尼诺发生的状态WE107现代气候学6海气相互作用课件108正常状态（1993.12）正常状态（1993.12）109厄尔尼诺状态（1997.12）厄尔尼诺状态（1997.12）110拉尼娜状态（1998.12）拉尼娜状态（1998.12）1111901—2003年中强1901—2003年中强112

在常年，此区域东向信风盛行，在平均风速下，沿赤道太平洋海平面高度呈西高东低的形势。西太平洋斜温层深度约200m，东太平洋仅50m左右，这种结构与西暖东冷的平均海温分布相适应（图a）。

图赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应

a.平均状况在常年，此区域东向信风盛行，在平均风速下，沿赤道太113图赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应

b.强信风

在冷水带上，气温高于水温，空气层结稳定，对流不易发展，雨量偏少，气候干旱。图赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应b.强信风

114图赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应

c.信风张驰图赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应

c.信115

116沃克环流

赤道东太平洋是冷水上翻区。形成了著名的赤道干旱带。在日界线以东0～10ºS范围内年降水量仅500mm左右。

西太平洋从日界线往西到菲律宾是所谓“暖池”。在西太平洋赤道附近年降水量在2000mm以上，10ºN~10ºS附近两个半球的热带辐合带年降水量高达5000mm。

菲律宾以东的暖池与赤道东太平洋的冷水域之间形成强烈的温度对比。Bjerknes首先（1969）指出这种东西向对比的重要性。并且认为赤道太平洋上空可能存在一个纬向环流圈。沃克环流117现代气候学6海气相互作用课件118沃克环流——

赤道东太平洋冷水域上空大气是下沉运动，西太平洋暖池上空大气对流强烈，以上升运动为主，而地面为东风信风，高空对流层上层为西风，形成一个闭合的东西向环流圈。沃克环流是赤道地区海-气作用的产物,并通过大气的遥相关作用影响到其它地区,在整个赤道纬圈均存在沃克环流。沃克环流——119现代气候学6海气相互作用课件120现代气候学6海气相互作用课件121图6.13赤道洋面的垂直环流圈（Wvrtki，1982）图6.13赤道洋面的垂直环流圈（Wvrtki，1982）122厄尔尼诺对全球气候的影响

厄尔尼诺对全球气候的影响123现代气候学6海气相互作用课件124现代气候学6海气相互作用课件125印度洋偶极子（IndianOceanDipole，IOD）1、基本概念Saji等（1999）用过去40年的观测资料分析出了热带印度洋有着与ENSO类似的显著海-气相互作用的年际变化信号，并称之为赤道印度洋的偶极子模态。

正偶极子模态（西暖东冷）表现为赤道产生了显著的东风异常，赤道东南印度洋海水异常变冷，周边印度尼西亚等国异常干旱，而在赤道西印度洋海水异常变暖，周边的东非地区产生很大的洪水灾害。反之为负偶极子事件。

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