第七章 海气相互作用
与长期天气预报
? 海气相互作用海气相互作用是长期天气过程研究的
一个重要内容。研究长期天气过程，仅局限与大气系
统自身的变化规律是不够的,还必须考虑下垫面的作
用。海洋是影响长期天气过程的一个重要因子。在地
球表面中,70%以上是辽阔的海洋，海洋与大气两个
系统之间存在着相互影响、相互作用。
? 本章主要内容
? 海洋大尺度特征的若干观测事实
? 海气相互作用的观测事实与机制
? ENSO事件与长期天气预报
第一节 海洋大尺度特征的
若干观测事实
主要包括 两类事实
?海水的温度分布
?海温的垂直分布特征
?海温的水平分布特征
? 洋流（或海流）特征
?海洋大尺度特征的若干观测事实
?海气相互作用的观测事实与机制
?ENSO事件与长期天气预报
一、海水的温度分布
1,海温及其垂直分布
海水表层特征,可直接吸收太阳辐射来增加温度 。 但是,
在几米深之内, 太阳辐射量几乎全部被吸收 。
海水深层特征,海水温度的垂直分布和大气不一样, 海
水温度一般总是向深处降低 。 海水表层以下温度的调
节是靠直接的热传导和由风力引起的海水垂直方向的
扰动 。 在这个深度以下, 一般变化很小, 在 1500m以
下几乎无变化 。 大洋底部的的温度无论在什么纬度均
在 2~-1oC之间 。
海洋温度垂直分布特征
（ 图 7.1 ） 。
? 表层：非绝热影响层
? 温跃层,在几百米的深
处, 有一个温度梯度很
陡的区域 （ 层 ）, 温跃
层区分表面非绝热层与
深水层 。
? 深水层：该层中海水的
垂直运动极大地受到遏
止, 除了基本上不存在
温跃层的高纬地区外,
深层水与大气是绝热的 。
? 底层水：温度基本上不
变化, 全球流动 。
2,海温的水平分布特征
海温水平分布的总体特征,等温线基本上呈纬向分布其
数值分布是从低纬向高纬降低的 。
海洋的热状况既然主要由太阳辐射决定, 那么它的分布自然是从
低纬向高纬降低的, 等温线基本上呈纬向分布 。 以年平均温度而论, 赤
道附近是 25~28oC,南北纬 50 o附近是 10 o左右, 80 o附近 -1~-2 oC左右,
形成冰水共存的现象 。 因此, 从赤道到两极, 海水温度大约下降 30 oC，
平均每 3个纬度降温 1 oC。
海温分布的影响因素,海温的水平分布, 除了取决于纬
度外, 还受其它因素如海陆分布及动力等因素的影响, 海表
温度 （ SST） 具有独特的分布形式 。 所以, 实际上的海水等
温线并不严格与纬度一致 。
全世界 SST平均 为 17.4oC,而气温平均为 14.3oC,二者相
差 3.1oC。 因此, 海洋对空气的加热过程影响较大 。
太平洋 SST的年平均分布示意图 （ 图 7.2 ）
? 中高纬太平洋 SST分布基本上同纬线平行 。
? 赤道太平洋东低西高, 且东低较南北还低 。
原因, ① 秘鲁寒流沿着大陆西侧北上, 其中一部分在赤道附近
变成南赤道海流后向西移动； ② 太平洋西侧出现暖池； ③ 相随于
信风的赤道涌升流在东风强的东太平洋一侧尤为活跃 。
? 同纬度上, 北半球平均 SST>南半球 。 因为北半球陆
地多, 云量少 。
二、洋流（海流）
1.洋流概念
洋流,海洋中海水水平地或垂直地从这个地区向另一
个地区的大规模, 非周期的运动 。
洋流形成的主要原因
? 风生环流：大洋中由盛行的稳定风系所生成的海
流, 自成循环体系 。 动力学原因所生成的洋流 。
? 热盐环流：由于广大洋面受热, 冷却, 蒸发和降
水不均匀所造成的海水温度, 盐度以及密度分布
的不均匀后生成的洋流 。 热力学原因所生成的海
流 。
风生环流及部分热盐环流仅仅发生在海洋 1~2000m左右以上
的海洋上, 中层, 即海洋斜压层 （ 又称海洋对流层 ） 中, 而海
洋深层 （ 即海洋平流层 ） 全部为热盐环流 。
洋流的基本流动特征 （ 图 7.3）
? 南半球 世界大洋环流与地球稳定的风系之间有相当
密切的关系。近赤道地区，存在北赤道洋流
（ NEC），南赤道洋流（ SEC）、赤道逆流（ ECC）
及赤道潜流（ EUC） 。
? 西风带中，海洋基本上自西向东移动，南半球三大
洋的西风海流彼此沟通。
? 大尺度海洋环流一般具有反气旋流动的特征，在北
半球中纬度，海流作顺时针回转，南半球与次相反。
? 大洋两岸的海流在强度上是不对称的，大洋西边界
的海流要比东边界的海流强而窄，即所谓的“西部
强化”现象。
? 海流还有冷洋流和暖洋流之分。
2,几支著名的洋流
黑潮和亲潮,
秘鲁海流,
墨西哥湾流,
3.风吹学说中海气的相互作用
根据吹流学说，洋流虽然是大气环流中的稳定风系
造成的，但是，洋流对海水温度的分布有巨大的影响，
它通过海温的异常分布对大气环流产生反馈效应，成
为造成大气环流异常的一个重要因素。（太阳风吹地
球转动）
第二节 海气相互作用的观测事
实与机制
海气相互作用的基本含义：海洋通过加热影响大气运动, 大气
运动通过切应力对海流产生影响, 使海水产生风吹流和上翻运动,
使表层海水中的湍流加强, 从而影响到加给大气的大气的热量 。
一, 低纬度地区的海气相互作用
基本含义：热带地区海气相互作用表现最强烈, 热带海洋的变化对
大气环流和长期天气 （ 气候 ） 的年际变化具有突出的贡献 。 低纬
度大气各种尺度的运动都受到海气相互作用过程的影响, 热带大
尺度运动基本上是对海洋加热的响应, 而次表层以上的海洋运动
则是对大气风应力的响应 。 此外, 赤道海温异常通过某种机制进
一步影响到中纬度地区的环流与天气 。
1,热带海气相互作用特征
（ 1） 热带海洋和大气运动特征时间的匹配
大气调整的时间量级为 1个月, 即在给定扰动的作用下 （ 或外
部热源强迫下 ）, 大气依靠热量的垂直和水平输送, 可以在 1个月
的时间内调整到一相对稳定的温度分布和响应的流场 。 因此, 要
求海洋也具有与此相接近的特征时间, 从而与大气发生耦合 。
数值试验表明, 海洋对大气风场变化的响应时间随纬度有明显的
变化, 在中纬度, 一个初始状态为静止的海洋在风场作用下建立
起海盆尺度的密度分布需要 10年左右的时间, 显然这样缓慢的过
程不可能与以月为量级的那一类大气过程发生强的耦合 。 然而,
在热带, 上述适应的时间仅几周, 正如数值试验所证实的那样,
只有在热带, 海洋运动可以与以月为特征时间的大气过程发生强
的耦合 。 若给定一个风场的变化, 赤道地区海洋多产生的响应比
其他纬度的响应要快得多 。
（ 2） 大气环流对热带海洋异常的响应明显地强与它对中纬度海洋异
常的响应 （ P98~99 图 7.4）
观测到的大气某物理量月平均值的年际变率通常假定由两部分
组成：一部分是由大气本身的动力不稳定产生的；另一部分是由
边界异常的影响所产生的 。 数值试验的研究表明, 这两部分的贡
献随纬度有明显的不同 。
中纬度大气的年际变率主要是由大气本身的动力不稳定决定的 。
但是, 在低纬度将近一半或一半以上的大气年际变率不能归因于
大气本身的动力不稳定 。
数值试验表明, 当试验中给出的中纬度海温异常的振幅与观测
到的平均值相当, 并不表现出明显的下游效应 。 但是低纬度地区
除了大气动力不稳定所产生的那部分变率外, 其余的变率中有一
半左右与海温异常的边界影响是显著的 。 在低纬度, 如果在把土
壤湿度和反照率等边界影响考虑进去, 就可以解释绝大部分所观
测的大气年际变率了 。
2,热带大气对赤道地区 SST异常的响应
（ 1 ） SST变化具有明显的局地效应 。 Canton Island,2o48’S，
17o13’W。
（ 2） 异常暖 SST一般效应：向大气产生异常大的水汽通量, 当水汽
凝结是加热大气, 地层大气的加热可引起上升运动, 从而引起表
层空气在加热区符合, 有利于降水及云量增多 。 另外, 假设东风
吹过这个异常加热区, 那么在下风方向, 向此辐合的空气将使东
风减弱, 上风方向的东风将加强 。 观测事实表明, 当赤道东太平
洋出现异常暖的 SST时, 西太平洋信风减弱, 甚至出现西风 。
（ 3）赤道 SST异常必将使得南方涛动及 Walker环流发生变化。
（ 4）在东、中、西赤道太平洋具有相同的 SST异常时，热带大气的
响应有差别，这种差别基本上是由于降水不同引起非绝热加热场
的不同，也可能是因为基本气流不同或非线形因素造成。
3,热带外大气对赤道地区 SST异常的遥响应
（ 1） 赤道 SST变化除了上述低纬局地响应外, 还明显影响热带外地
区环流变化 。 副热带和中纬地带大气响应的一个重要特征是副热
带高层反气旋强度明显加强, 副热带急流及经圈环流加强 。
Bjerknes对这一现象给出解释 。
（ 2） 低纬热源强迫的大气运动大致可分为两种类型 （ 二者的基本差
别在于垂直结构 ）,
① 哈得莱型 （ 包括沃克环流 ）,加热引起低空辐合和高空辐散, 对
流层上部的反气旋流出位于对流层下部的气旋性流入之上 。 大部
分热带大尺度系统具有这种结构, 可以被称为, 斜压, 运动 。 哈
得莱环流和沃克环流实际上是准静止的斜压响应 。
② 遥相关型：可以传播到很高很高的纬度, 这种的响应基本上是正
压的, 它在整个对流层中具有相同的水平气流结构 。
（ 3） 中纬度遥相关的基本型是,
? 太平洋 —北美型 （ PNA pattern） 。 图 7.5给出了响应的大气高低空
环流异常的模型 。
? 太平洋 —欧亚流型 （ PEA pattern） 。 利用其中的 PNA流型, 曾成
功地解释了 1976年冬季美国东部大约 2/3地区出现的有记录以来的
严寒 。
（ 4）中高纬的遥相关也主要发生在冬半年：因为中纬度明显的遥相
关实际上可能发生在西风带从中纬度扩展到赤道对流层位于该处
热源上空的时候。对于北半球，这种条件只出现在冬半年大洋中
部槽以南地区。
（ 5） 赤道热源对大气的强迫作用最易在冬半年西风带盛行时沿大圆
路径向下游传播 。 可否向上游传播目前还不明确, 但赤道中东太
平洋海温的变化肯定会对上游地区 （ 如中国, 印度, 日本等 ） 的
天气气候产生明显的影响 。
（ 6） 夏季大气遥相关问题初步肯定：低纬热带地区热源的变化或强
迫作用可以向中高纬度传播 。
二、印度季风区的海气相互作
用
季风：是低纬大气环流的一个重要组成部分, 通
常认为它是由海, 陆之间大尺度季节性热力
差异产生并维持的 。 印度季风研究发现, 印
度洋海温分布对季风气流有影响, 同时这里
的海温分布的变异 （ 包括季节变化和年变化 ）
对季风气流也存在反馈作用
1,季风气流对海面温度分布的影响
赤道印度洋上存在着明显的冬暖西冷的水温分布,
在 7~8月尤为明显, 东西温差可达 5 oC。 在西南季风
建立以后, 海面等温线也呈明显的西南 —东北走向 。
一般认为, 这种海温分布是西南季风作用于海面的
结果 。
在非洲沿岸, 产生著名的索马里寒流；而在印度
洋东部则发生暖水不断堆积 。 这样的海温分布与上
空气温分布相配合, 使海洋东部海温高于气温, 海
气热通量为大片正值区；而西部海水上翻区海温低
于气温, 热通量为负值区, 这种海气通量的分布对
季风气流产生显著影响 。 由于季风对阿拉伯海作用
所产生的热通量变化, 使阿拉伯海水温季节变化与
其它海区不同, 在初夏由于西南季风期间向大气输
送热量, 海面温度出现次低值 。
2,海温分布对季风环流的影响
（ 1） 季风场温度层结的东西差异
? 当气流自非洲大陆向东移动时, 西部冷水上翻区空气层结稳定,
在 900hPa附近产生一逆温层 。 整个气柱低层是冷而湿, 上层干而
暖, 期间有温度和湿度的不连续, 使阿拉伯海西, 中部在整个夏
季风期间很稳定 。
? 在季风气流东移过程中, 海洋向大气输送热量和水汽, 因而低层
空气的温度和湿度都向下游增加, 湿区厚度亦增加, 逆温层底部
自西向东由 900hPa上升到 700hPa,当接近印度沿岸是, 逆温层消
失, 产生不稳定层和对流 。
（ 2） 次一级垂直环流和赤道西风
上述印度洋西冷东暖的 SST分布产生对大气的不同
加热, 从而影响了气压场为西高东低的分布, 呈现自
西向东的气压梯度, 这样就可以构成一种次一级垂直
环路, 这与沃克环流是类似的 。
这一圈环流由索马里沿岸冷水区下沉, 孟加拉湾以南
的暖水区上升, 低层西风, 高层东风所组成 。 将这一
环流圈与赤道太平洋商店环流圈一起考虑, 便可解释
自印度洋至西太平洋强盛的赤道西风, 次一级垂直环
流低层的西风加强了印度洋东部和西太平洋的赤道西
风；同时, 也可用来解释夏季西太平洋和印度洋特有
的双赤道辐合带 。
三、中高纬度地区的海气相互
作用
1,一种主要的机制是,SST的异常主要影响温带气旋的活动频率和
强度, 影响长波槽的活动, 进而通过能量向下游频散, 造成整
个长波槽的调整, 从而影响下游一定范围内天气气候变化, 称
之为, 下游效应, 。 这是纳米阿斯长期坚持的观念 。
2,中纬度海洋对其上游的大陆东部沿海地区的环流和天气也产生
影响 。 冬季太平洋中部出现大范围的海温正 （ 负 ） 距平时, 其
后期东亚地区的环流指数要加大 （ 减小 ）, 同时海温热状况对
大气环流的影响除不断向下游传播外, 也将在后期某一段时期
内向上游传播一段距离 。
3,黑潮对对长江中下游降水的影响
黑潮海域前冬的热状况对我国东部汛期的降水发生影响 。 海
洋加热是通过副高活动再影响梅雨天气的 。
4,在高纬的海气相互作用中, 海冰有着突出的贡献 。
? 减少了洋面对太阳辐射能的吸收；
? 削弱了海洋向大气的感热和潜热的输送 。
因此, 冰界的年际变动, 海冰面积以及流冰量
等的变化, 首先影响它周围地区的 SST,空气温度和
洋流, 并进而对高纬度及中, 低纬的大气环流和长
期天气变化带来显著的影响 。
海冰的变化通常用面积的大小来表示 。
由于海冰的变动带来的影响持续时间很长, 可
达第二年的 3月份, 因此在长期预报中是有意义的 。
以上四点实际上只表明了 海洋
对大气的作用。
四、洋流区与非洋流区的海气
相互作用
? 研究方法：计算相关系数 。 由前面的讨论可知, 海洋与大气经常
处在相互作用之中 。 这里我们首先用计算的方法来分析海温异常
与大气环流的关系在洋流区与非洋流区的区别, 所选的资料为
1951~1975年, 共 25年 。
? 计算结果：就全年平均而言, 洋流区与非洋流区海洋与大气的相
互联系是不一致的 。 具体如下, 图 7.6给出太平洋海温与其上空
500hPa高度场, 500~1000hPa厚度场及还平面气压场的平均相关
分布, 其中各点相关系数是取 12个月该点相关系数的算术平均值 。
从图中可以明显看出,① 海温与其上空高度及厚度场相关系数最
大的区域主要在明显洋流区, 暖洋流区尤为突出, 而在广阔的非
洋流区, 如中太平洋, 则正相关很小； ② 海温与海平面气压场的
相关系数在非洋流区有较大的正值, 而在加利福尼亚冷洋流区则
为较大的负值, 大西洋上的情况类似 。
1,洋流区海气相互作用的季节变化
（ 1） 暖流区：海温与其上空及邻近区域厚度场相关最明显的是在冬
季 （ 1~3月 ） ；
冷洋流区：相关最大在夏季 （ 7~9月 ） 。
从图 7.7 （ P104） 可以看到,
黑潮和湾流 （ 暖洋流 ）,其海气相互联系在冬半年较大, 而夏半
年较小；
加利福尼亚支流和拉布拉多洋流 （ 冷洋流 ）,其海气相互联系在
夏半年较大, 而冬半年较小 。
这可能说明暖洋流区海温的主导作用则在夏季比较重要 。
（ 2） 原因：可能原因之一是海温变化幅度随季节不同 （ 图 7.7） 暖洋
流区海温方差冬季大夏季小, 冷洋流区海温方差冬季小夏季大 。
（ 3） 暖洋流与大气环流的关系,（ 图 7.8 P105）
2月黑潮海温与 2月东亚大槽强度的关系：负相关
2,非洋流区海气相互作用的季节变化
? 在非洋流区, 海温与气压场正相关明显 。 下面着重分
析海温与气压场相关随季节的变化 。
? 中太平洋非洋流区海气为正相关, 其中以冬季 （ 1~3月 ）
最明显, 而夏季 （ 7~9月 ） 及秋季 （ 10~12月 ） 正相关
较小 。 海温与气压的正相关说明, 非洋流区的海气相
互作用主要是大气影响海温, 其影响过程有牵引, 上
翻和辐射等 。 （ 图 7.9 P105）
? 在非洋流区的海气相互作用中大气起主导作用, 主要
表现为两个大气活动中心的作用, 太平洋高压以牵引
作用为主, 高压强时中太平洋暖, 东太平洋冷, 高压
时则相反；阿留申低压在冬半年 （ 10~3月 ） 上翻作用
也比较明显 。
总体上，海气相互作用：大气与海洋的相互
作用是有明显季节变化的。
? 在洋流区的海气相互作用中海洋起主导作用，
暖洋流的主导作用在冬季（ 1~3月）最明显；
相反，冷洋流的主导作用在夏季（ 7~9月）最
显著。
? 在非洋流区的海气相互作用中大气起主导作用，
主要表现为两个大气活动中心的作用，太平洋
高压以牵引作用为主，高压强时中太平洋暖，
东太平洋冷，高压时则相反；阿留申低压在冬
半年（ 10~3月）上翻作用也比较明显。
第三节 ENSO与长期天气预报
ENSO研究的重要性
观测到的气象要素场总是包含着我们所需要的那
部分信息和我们不需要的那部分“噪音”。往往由于
气候噪音背景很强，掩盖了气候信息。只有那些足够
强的信息才能从观测资料上直接反映出来。
厄尔尼诺（ El Nino）和南方涛动（ Southern
Oscillation）现象是迄今为止所发生的高于噪音水平的
最强的海洋和大气年际变化的信息，是分别发生在热
带海洋和大气中能影响全球气候的异常现象。
El Nino和 SO合起来称为 ENSO。
一,ENSO事件
1.El Nino现象：赤道东太平洋地区的一种生态现
象。
赤道东太平洋冷水地区适宜于藻类和鱼的繁殖, 并吸引了
大量以鱼为食的鸟类也在此栖息 。 但有的年份, 在圣诞节前后
有一股暖洋流移到厄瓜多尔, 秘鲁沿岸, 且逐渐扩展, 使这一
地区的水温异常升高 。 冷水上翻减弱, 冷水中的大量浮游生物
不能到到表层, 因此大量的藻类死亡, 生态平衡被破坏, 鱼类
和鸟类大量死亡, 特别是在秘鲁卡拉俄海港成千上万条死鱼在
海面上积成厚厚的一层, 其腐烂气体能使船身变黑 。 这种现象,
当地称之为厄尔尼诺 （ El Nino西班牙语, 意为圣婴 ）
1795年第一次直接记录 El Nino现象 。
? 2.ENSO事件的基本含义
– 基本含义,厄尔尼诺（ El Nino）和南方涛动
（ Southern Oscillation）合称为 ENSO 。其中 El
Nino是一种海洋现象，一般是指南美沿岸圣诞节前
后开始的海洋水温的异常增暖。
– El Nino与 SO联系的原因,通常，当赤道东太平洋
SST出现正（负）距平时,SO指数往往出现负（正）
值，两者之间的负相关系数在 -0.57~-0.75，信度达
到 99.9%。这表明 El Nino 和 SO之间的非常紧密的关
系，是海气相互作用的突出反映例子。因此，
ENSO成为了大尺度海气相互作用以及气候变化问
题研究的中心课题，受到国际科学界的广泛注意。
? SO：南方涛动。指
印度洋地区和南太平
洋地区气压的反向变
化现象，是大尺度大
气环流的异常现象。
? SOI：南方涛动指数。
Tahiti和 Darwin测站
规格化的海平面气压
距平之间的差。
? SOI>0，南太平洋气压高，
赤道太平洋降水少,
Walker环流强。
? SOI<0，南太平洋气压低，
赤道太平洋降水少,
Walker环流弱。
二,ENSO事件的描述
? 1.ENSO事件监测海区划分：四个区域
2.El Nino和 LaNina现象的时空演变规律
? 海温指数变
化曲线图
? 可见，大多数
的事件中，
Nino3都有较好
的代表性。
? 图中 NinoC区
（ 0~10S,180~9
0W）
? 9次 ElNino
过程增暖演
变过程
? 9次厄尔尼诺现象
中，有的延续时
间长，可达 2年左
右，有的延续时
间短，约一年左
右；有的厄尔尼
诺发生过程是逐
渐的，有的则很
迅速。增暖开始
的时间差异也很
大 。
? 典型 El Nino
事件的时空
演变过程平
均状况
? 说明：非典型的
El Nino的位相不
同于较典型的 El
Nino现象的位相。
3.El Nino和 LaNina事件的强度指标
? 利用事件期间各月 SSTA相加的累积值作为衡量事件
强度的指数，包含事件长度,SST距平指数强度、盛
期强度、峰值等诸多指标。（李晓燕，翟盘茂建立）
? 分为极强、强、中等、弱、极弱五等。
三,ENSO事件的统计特征
? 1.ENSO事件的分类
? ElNino暖事件
? 东部型：增温开始于赤道东太平洋，典型 ElNino
事件
? 中部型：增温开始于赤道东太平洋，非典型
ElNino事件，如 1982/83
? LaNina冷事件
? 2.ENSO事件的特征量统计
? ElNino暖事件的统计
? LaNina冷事件统计
? 3.ENSO两类事件的特征量平均值
? 4.ENSO事件的季节特征
二,ENSO的发展演变过程
1,ENSO的形成带有季节的倾向性
大气对流带的季节性位移，与海表温度的季节
变化有直接的关系，一般强对流区对应于高 SST区。
El Nino事件已形成的最大 SST距平出现在季节增暖
的月份 。
2,Philander的三阶段演变理论,
概括地把一次典型的 ENSO发展过程划分为三个阶
段：先兆阶段，这是指春初南美沿岸增暖前的阶段；
第二阶段是异常条件发展的时期；最后是异常条件
衰亡、正常条件恢复的阶段。
（ 1） 先兆阶段。
ENSO事件发生的前兆之一是沃克环流的高空支东移。移
到新几内亚（ New Guinea）与日界线之间，同时在地
面气压、风场和降水资料中的表现是：在厄尔尼诺爆
发前的 10月和 11月，澳大利亚达尔文港的地面气压上
升，日界线以西的信风减弱，印度尼西亚的雨量减少，
但日界线附近的降水增加。在热带以外东南太平洋地
区，在更早一个季度海平面气压已有所下降。西太平
洋出现的这些先兆只是 ENSO事件的必要条件而不是充
分条件。
ENSO事件出现的另一个先兆是 ITCZ的南移，在厄尔尼诺
年的早期可接近甚至位于赤道以南。
（ 2） 异常条件的发展 。
ENSO事件第二阶段的最明显的特征是初期出现在
秘鲁和厄瓜多尔的异常条件 （ SST正距平 ） 向西扩展,
以 50~100cm/s的速度向西传播 。 当异常条件向西传播
时, 日界线以西的先兆振幅或强度继续增加, 但其发
展落后于东面异常条件的发展 。 在 11月和 1月之间 （ 爆
发后 ） ENSO事件达到成熟阶段, 这时在热带太平洋大
部分地区出现异常暖的表层海水, 信风减弱, 小时甚
至转为西风, ITCZ的位置比正常偏南, Hardly环流加
强 。
（ 3） 恢复到正常调节 。
在南美沿岸，异常条件的振幅在 ENSO爆发后的几个月就
开始减少。
3,Rasmusson等综合图象的五阶段理论
前期位相,El Nino年的 8~10月
初期位相,El Nino年的 11~次年 1月
峰值位相,El Nino年的 3~5月
过渡位相,El Nino年的 8~10月
成熟位相,El Nino年的 12~2月
4,三个一般特点,
（ 1） 在厄尔尼诺发生前期, 西, 中热带太平洋的东风减
弱或转变为西风, 同时在中太平洋有弱的增温；
（ 2） 在秘鲁沿岸首先出现明显增温, 随后在东太平洋东
风减弱；
（ 3） 秘鲁沿岸的增温向西传播, 可到达中太平洋 。
注意：非典型 ENSO事件如 1982~1983和 1986~1987年的特
征, 增温区首先出现在中太平洋 。
5,ENSO事件中海洋条件的显著变化（图
7.11 P111）
西太平洋的温跃层和海平面高度经历了
变浅变低到变深变高的变化，而东太平
洋的温跃层和海平面高度经历了相反的
变化。
三,1982~1983年 ENSO事件
这是本世纪以来最强的一次的 ENSO事件, SO指数达到了
有记录以来的最低值 。 南美沿岸渔业损失严重, 持续
大雨；南亚, 澳大利亚持续干旱 。 这次 ENSO事件不
仅在强度上, 而且在时间的演变等方面与前面总结的
典型 ENSO有一定的差异, 具体表现有以下几个明显的
特征,
（ 1） 厄尔尼诺的规模极大
图 7.15进行比较, 1972~1973年和 1982~1983的厄尔尼诺
（ 2） 异常的演变过程
在 1982~1983的 ENSO事件中, 增温区首先出现在赤道
中太平洋地区, 而不是像一般情况下首先出现在赤道
东太平洋 。
图 7.16（ P113） 进行比较, 增暖区东传 （ 一般为西传 ） 。
由图 7.17可以得出,
海温,29oC等 SST线的东界位置随季节变化有规律地向东
移动 。
风场：低层西风距平及高层的东风距平中心位置也是比
较有规律地东移 。 （ 实质上放映了这段时期沃克环流
的向东移动过程 ）
OLR：负的 OLR中心从西太平洋一直向东传播, 最后到
达中东太平洋 。
（ 3）南方涛动的强度异常
SOI最小值达最低，并与暖水期一一对应。
四,ENSO的年际变率
1,概念,ENSO的年际变率指的是两个相邻事件出现的
时间间隔，约为 3~4年。
2,ENSO循环：由 El Nino和 La Nina组成。
3,SOI变化认识,
4,SST距平变化（赤道东太平洋）认识
5,28.5oC等 SST线及 u=-2m/s等值线（西太平洋）认识
6,SOI距平变化
7,印度洋，西、中、东太平洋，大西洋均存在三个主
振荡周期,2,3.5,5年。把这三种振荡的时间序列
进行合成后定出的 ENSO事件与前面结果相当一致。
五,ENSO的形成机制
基本概念：海洋和大气相互作用 ENSO过程中的非常重要
的物理机制。海洋和大气的异常条件实际上是同相发
展的，包括海洋对大气的响应和大气对海洋的响应。
较公认的经典模型,（ 图 7.19 P116）这个模型比较完整
地描述了厄尔尼诺现象的赤道海洋结构（海面风应力、
海平面高度、海面温度、海洋斜温层结构和赤道海流）
的演变。
这个模型的基本点是,
厄尔尼诺发生的条件不是信风的减弱而是信风持续增
强的结果，在正常情况下（图 7.19a），沿赤道太平洋
海平面高度呈西高东低的形势，西太平洋温跃层的深
度约 200m，东太平洋仅 50m，这种结构与西暖东冷的
平均海温分布相适应。
但是，在东风异常加强的情况下（图 7.19b），表面东
风应力把表层暖水向西输送，在西太平洋堆积，海平
面高度抬升，温跃层加深，而东太平洋海面降低，温
跃层抬升。
如果东风持续增加，这种西高东低的海平面坡度将不
断增加，就不断积累起它的位能。一旦信风发生张弛
（即减弱），就会导致位能释放，表层暖水向东回流，
东太平洋温跃层降低，海平面和海面温度身高，出现
厄尔尼诺特征。
由于 ECT（赤道冷水舌）和 EWP（赤道暖池）的相对贡
献不同，事实上可能存在三类赤道增暖,
? 第一类是中东太平洋大范围增暖,ECT和 EWP都有大
的贡献。
? 第二类主要增暖区限于东太平洋 140oW以东的南美沿
岸地区，此时 EWP萎缩,ECT起主要作用。
? 第三类为整个太平洋增暖，特别是日界线以西明显则
增暖,EWP似乎起了主要作用。
三类增暖中，最高海温区的位置和东西海温梯度
有明显不同，特别是第三类增暖时，东西海温梯度不
是减小而是增大，相应的最强赤道对流区的位置、强
度和赤道西风的伸展都有显著变化。
六,ENSO事件对我国长期天
气及气候的可能影响
选择四种典型的天气气候事件来说明 ENSO事件对我国
长期天气及气候的可能影响
1.东北夏季低温
2.我国东部地区的夏季降水异常
3.西太平洋副高强度和西伸强度的年际变化
4.西太平洋台风活动
1.东北夏季低温与 ENSO的联系
? 严重的东北
夏季低温多
发生于
ElNino年份；
而 LaNina年
份，东北夏
季气温偏高。
? 也有例外，
如 1982年，
表明 ENSO不
是决定东北
夏季低温的
唯一因子。
? 相互联系的可能原因分析
? EOF分析，第一特征向量（ 26%）的主要特征是西北太
平洋与赤道东太平洋的反位相距平分布。即 ENSO时期
异常增暖的赤道东太平洋相对应于西北太平洋大范围
的海温负距平，是维持欧亚大陆东部中纬度负的高度
距平和低温气候的重要条件。
? 可能影响机制,ElNino——环流异常 ——夏季东北地
区及西北太平洋 500Hpa高度场负距平 ——夏季频繁的
低压槽活动 ——气温偏低
? 特别说明,ElNino（ LaNina）夏季东北出现低（高）
温,ENSO只是重要原因之一。
2.我国东部地区夏季降水异常与 ENSO的联系
? 三类雨型
? I类主要多雨带位于黄河流域及其以北（北方型）
? II类主要多雨带位于黄河至长江之间（中间型）
? III类主要多雨带位于长江流域及其以北（南方型）
? 影响中国夏季降
水的基本因素
? 赵振国 归纳为 10
个方面：海温
（ ENSO现象）、
冰雪覆盖、地温、
亚洲季风、青藏
高原、西太平洋
副高、中纬度阻
高、准两年振荡
（ QBO）、三
大涛动（ NAO /
NPO / SO/ ）、
太阳活动以及 天
文因子和地球物
理因子
? 影响中国夏
季降水的主
要因素
? 东,海洋
? 西,青藏高原
? 南,季风
? 北,阻塞高压
? 中,西太平洋
副热带高压
? 东,海洋，反映赤道东太平洋和暖池海温异常，
包括 ElNino和 LaNina现象。
? 西,青藏高原，反映高原积雪和位势高度异常。
? 南,季风，反映南半球和热带大气环流以及赤
道辐合带的异常。
? 北,阻塞高压，反映中高纬度大气环流异常，
即冷空气活动的异常。
? 中,西太平洋 副热带高压，反映热带环流异
常。
? 各海温关键区与中国夏季降水的一般关系
? El Nino和 La Nina与三类雨型当年和次年的关
系 （ 30年统计结果 ）
? El Nino和 La Nina与副高脊线和中国夏季三类
雨型的关系 （ 50年统计结果 ）
? ENSO与长江中下游梅雨降水趋势的关系
? ENSO不同位相
发展阶段与我国
降水分布的关系,
? ENSO 发展即增强位
相阶段，该年夏季我
国江淮流域降水偏多，
可能发生洪涝；而黄
河流域、华北地区的
降水将偏少，发生干
旱，并江南地区的降
水也会减少，可能产
生干旱，东北地区降
水偏多。在 ENSO 减
弱即位相衰弱阶段，
旱涝分布则相反。
? 1991年汛期的旱涝分
布正好与在 ENSO 增
强位相时的旱涝分布
相似。
3.西太平洋副高强度和西伸强度的年际变化
? 副高强度和西伸程度
的变化与海温距平之
间存在有明显的时滞
耦合现象。最大滞后
相关为 6个月左右。
? 海温与副高具有相同
振荡周期（约 42个
月）。
? ElNino年，副高较常
年偏强、面积大、西
伸明显；而在 LaNina
年副高偏弱、面积小、
位置偏东。
? 如何理解,西太平洋
副高与赤道东太平洋
海温之间的统计关系
可能仅仅表示了一种
现象上的联系。
? 有些研究表明：西太平洋副高与赤道东太平洋海温之
间的统计关系可能仅仅表示了一种现象上的联系。赤
道东太平洋海温异常对西太平洋副高位置和强度无直
接的物理上的贡献。 如何理解？
? 由于影响西太平洋副高强度和位置的主要因子可能是
赤道西太平洋的对流强度的变化，因为这是 ENSO发生
的一个重要特征。在赤道中、东太平洋大范围增暖的
同时，印度和西太平洋暖池海温明显偏低，菲律宾周
围上空至中印半岛的对流活动及其季节性变化明显偏
弱，在北半球 500hPa高度距平图上，南亚及东南亚一
带为正距平，副高则偏强。按此可理解上述的说法。
4.西太平洋台风活动与 ENSO的联系
El Nino年比台风活动频数比 La Nina年要少, 且登陆我
国的台风 （ 或热带风暴 ） 也比常年少, 而 La Nina年
则比常年偏多 。
? 台风异常活动可能原因分析
? 西太平洋的海温变化常与东太平洋海温变化相反；
? ElNino发生时，东太平洋海面异常增暖,Walker环流减弱，上升
支东移，西太平洋台风源区（ 130—160E）有异常下沉运动，对
流活动受到抑制，不利于西太平洋台风的形成。
? 西太平洋台风中相当多是从辐合带的低云或云团发展起来的，由
于 ElNino使副高偏南，热带辐合带也偏南，不利于台风的发展。
? 若 SST<28C，台风则难于在该海域形成。在 ElNino年，西太平洋
出现海温负距平，不利于台风形成。
? 据台风发展的 CISK机制，大气稳定度参数对扰动的不稳定发展有
重要影响。 ElNino年，台风源区的稳定度偏大，不利于台风形成。
? 附：台风发生发展的必要条件, 足够大的海洋面且
SST>26~28C以上 （形成暖心结构）； 初始扰动 （启动机制）； 对
流层风速垂直切变要小 （恰当的潜热聚集）； 一定的地转偏向力
（使辐合气流逐渐形成强大的水平涡旋）
与长期天气预报
? 海气相互作用海气相互作用是长期天气过程研究的
一个重要内容。研究长期天气过程，仅局限与大气系
统自身的变化规律是不够的,还必须考虑下垫面的作
用。海洋是影响长期天气过程的一个重要因子。在地
球表面中,70%以上是辽阔的海洋，海洋与大气两个
系统之间存在着相互影响、相互作用。
? 本章主要内容
? 海洋大尺度特征的若干观测事实
? 海气相互作用的观测事实与机制
? ENSO事件与长期天气预报
第一节 海洋大尺度特征的
若干观测事实
主要包括 两类事实
?海水的温度分布
?海温的垂直分布特征
?海温的水平分布特征
? 洋流（或海流）特征
?海洋大尺度特征的若干观测事实
?海气相互作用的观测事实与机制
?ENSO事件与长期天气预报
一、海水的温度分布
1,海温及其垂直分布
海水表层特征,可直接吸收太阳辐射来增加温度 。 但是,
在几米深之内, 太阳辐射量几乎全部被吸收 。
海水深层特征,海水温度的垂直分布和大气不一样, 海
水温度一般总是向深处降低 。 海水表层以下温度的调
节是靠直接的热传导和由风力引起的海水垂直方向的
扰动 。 在这个深度以下, 一般变化很小, 在 1500m以
下几乎无变化 。 大洋底部的的温度无论在什么纬度均
在 2~-1oC之间 。
海洋温度垂直分布特征
（ 图 7.1 ） 。
? 表层：非绝热影响层
? 温跃层,在几百米的深
处, 有一个温度梯度很
陡的区域 （ 层 ）, 温跃
层区分表面非绝热层与
深水层 。
? 深水层：该层中海水的
垂直运动极大地受到遏
止, 除了基本上不存在
温跃层的高纬地区外,
深层水与大气是绝热的 。
? 底层水：温度基本上不
变化, 全球流动 。
2,海温的水平分布特征
海温水平分布的总体特征,等温线基本上呈纬向分布其
数值分布是从低纬向高纬降低的 。
海洋的热状况既然主要由太阳辐射决定, 那么它的分布自然是从
低纬向高纬降低的, 等温线基本上呈纬向分布 。 以年平均温度而论, 赤
道附近是 25~28oC,南北纬 50 o附近是 10 o左右, 80 o附近 -1~-2 oC左右,
形成冰水共存的现象 。 因此, 从赤道到两极, 海水温度大约下降 30 oC，
平均每 3个纬度降温 1 oC。
海温分布的影响因素,海温的水平分布, 除了取决于纬
度外, 还受其它因素如海陆分布及动力等因素的影响, 海表
温度 （ SST） 具有独特的分布形式 。 所以, 实际上的海水等
温线并不严格与纬度一致 。
全世界 SST平均 为 17.4oC,而气温平均为 14.3oC,二者相
差 3.1oC。 因此, 海洋对空气的加热过程影响较大 。
太平洋 SST的年平均分布示意图 （ 图 7.2 ）
? 中高纬太平洋 SST分布基本上同纬线平行 。
? 赤道太平洋东低西高, 且东低较南北还低 。
原因, ① 秘鲁寒流沿着大陆西侧北上, 其中一部分在赤道附近
变成南赤道海流后向西移动； ② 太平洋西侧出现暖池； ③ 相随于
信风的赤道涌升流在东风强的东太平洋一侧尤为活跃 。
? 同纬度上, 北半球平均 SST>南半球 。 因为北半球陆
地多, 云量少 。
二、洋流（海流）
1.洋流概念
洋流,海洋中海水水平地或垂直地从这个地区向另一
个地区的大规模, 非周期的运动 。
洋流形成的主要原因
? 风生环流：大洋中由盛行的稳定风系所生成的海
流, 自成循环体系 。 动力学原因所生成的洋流 。
? 热盐环流：由于广大洋面受热, 冷却, 蒸发和降
水不均匀所造成的海水温度, 盐度以及密度分布
的不均匀后生成的洋流 。 热力学原因所生成的海
流 。
风生环流及部分热盐环流仅仅发生在海洋 1~2000m左右以上
的海洋上, 中层, 即海洋斜压层 （ 又称海洋对流层 ） 中, 而海
洋深层 （ 即海洋平流层 ） 全部为热盐环流 。
洋流的基本流动特征 （ 图 7.3）
? 南半球 世界大洋环流与地球稳定的风系之间有相当
密切的关系。近赤道地区，存在北赤道洋流
（ NEC），南赤道洋流（ SEC）、赤道逆流（ ECC）
及赤道潜流（ EUC） 。
? 西风带中，海洋基本上自西向东移动，南半球三大
洋的西风海流彼此沟通。
? 大尺度海洋环流一般具有反气旋流动的特征，在北
半球中纬度，海流作顺时针回转，南半球与次相反。
? 大洋两岸的海流在强度上是不对称的，大洋西边界
的海流要比东边界的海流强而窄，即所谓的“西部
强化”现象。
? 海流还有冷洋流和暖洋流之分。
2,几支著名的洋流
黑潮和亲潮,
秘鲁海流,
墨西哥湾流,
3.风吹学说中海气的相互作用
根据吹流学说，洋流虽然是大气环流中的稳定风系
造成的，但是，洋流对海水温度的分布有巨大的影响，
它通过海温的异常分布对大气环流产生反馈效应，成
为造成大气环流异常的一个重要因素。（太阳风吹地
球转动）
第二节 海气相互作用的观测事
实与机制
海气相互作用的基本含义：海洋通过加热影响大气运动, 大气
运动通过切应力对海流产生影响, 使海水产生风吹流和上翻运动,
使表层海水中的湍流加强, 从而影响到加给大气的大气的热量 。
一, 低纬度地区的海气相互作用
基本含义：热带地区海气相互作用表现最强烈, 热带海洋的变化对
大气环流和长期天气 （ 气候 ） 的年际变化具有突出的贡献 。 低纬
度大气各种尺度的运动都受到海气相互作用过程的影响, 热带大
尺度运动基本上是对海洋加热的响应, 而次表层以上的海洋运动
则是对大气风应力的响应 。 此外, 赤道海温异常通过某种机制进
一步影响到中纬度地区的环流与天气 。
1,热带海气相互作用特征
（ 1） 热带海洋和大气运动特征时间的匹配
大气调整的时间量级为 1个月, 即在给定扰动的作用下 （ 或外
部热源强迫下 ）, 大气依靠热量的垂直和水平输送, 可以在 1个月
的时间内调整到一相对稳定的温度分布和响应的流场 。 因此, 要
求海洋也具有与此相接近的特征时间, 从而与大气发生耦合 。
数值试验表明, 海洋对大气风场变化的响应时间随纬度有明显的
变化, 在中纬度, 一个初始状态为静止的海洋在风场作用下建立
起海盆尺度的密度分布需要 10年左右的时间, 显然这样缓慢的过
程不可能与以月为量级的那一类大气过程发生强的耦合 。 然而,
在热带, 上述适应的时间仅几周, 正如数值试验所证实的那样,
只有在热带, 海洋运动可以与以月为特征时间的大气过程发生强
的耦合 。 若给定一个风场的变化, 赤道地区海洋多产生的响应比
其他纬度的响应要快得多 。
（ 2） 大气环流对热带海洋异常的响应明显地强与它对中纬度海洋异
常的响应 （ P98~99 图 7.4）
观测到的大气某物理量月平均值的年际变率通常假定由两部分
组成：一部分是由大气本身的动力不稳定产生的；另一部分是由
边界异常的影响所产生的 。 数值试验的研究表明, 这两部分的贡
献随纬度有明显的不同 。
中纬度大气的年际变率主要是由大气本身的动力不稳定决定的 。
但是, 在低纬度将近一半或一半以上的大气年际变率不能归因于
大气本身的动力不稳定 。
数值试验表明, 当试验中给出的中纬度海温异常的振幅与观测
到的平均值相当, 并不表现出明显的下游效应 。 但是低纬度地区
除了大气动力不稳定所产生的那部分变率外, 其余的变率中有一
半左右与海温异常的边界影响是显著的 。 在低纬度, 如果在把土
壤湿度和反照率等边界影响考虑进去, 就可以解释绝大部分所观
测的大气年际变率了 。
2,热带大气对赤道地区 SST异常的响应
（ 1 ） SST变化具有明显的局地效应 。 Canton Island,2o48’S，
17o13’W。
（ 2） 异常暖 SST一般效应：向大气产生异常大的水汽通量, 当水汽
凝结是加热大气, 地层大气的加热可引起上升运动, 从而引起表
层空气在加热区符合, 有利于降水及云量增多 。 另外, 假设东风
吹过这个异常加热区, 那么在下风方向, 向此辐合的空气将使东
风减弱, 上风方向的东风将加强 。 观测事实表明, 当赤道东太平
洋出现异常暖的 SST时, 西太平洋信风减弱, 甚至出现西风 。
（ 3）赤道 SST异常必将使得南方涛动及 Walker环流发生变化。
（ 4）在东、中、西赤道太平洋具有相同的 SST异常时，热带大气的
响应有差别，这种差别基本上是由于降水不同引起非绝热加热场
的不同，也可能是因为基本气流不同或非线形因素造成。
3,热带外大气对赤道地区 SST异常的遥响应
（ 1） 赤道 SST变化除了上述低纬局地响应外, 还明显影响热带外地
区环流变化 。 副热带和中纬地带大气响应的一个重要特征是副热
带高层反气旋强度明显加强, 副热带急流及经圈环流加强 。
Bjerknes对这一现象给出解释 。
（ 2） 低纬热源强迫的大气运动大致可分为两种类型 （ 二者的基本差
别在于垂直结构 ）,
① 哈得莱型 （ 包括沃克环流 ）,加热引起低空辐合和高空辐散, 对
流层上部的反气旋流出位于对流层下部的气旋性流入之上 。 大部
分热带大尺度系统具有这种结构, 可以被称为, 斜压, 运动 。 哈
得莱环流和沃克环流实际上是准静止的斜压响应 。
② 遥相关型：可以传播到很高很高的纬度, 这种的响应基本上是正
压的, 它在整个对流层中具有相同的水平气流结构 。
（ 3） 中纬度遥相关的基本型是,
? 太平洋 —北美型 （ PNA pattern） 。 图 7.5给出了响应的大气高低空
环流异常的模型 。
? 太平洋 —欧亚流型 （ PEA pattern） 。 利用其中的 PNA流型, 曾成
功地解释了 1976年冬季美国东部大约 2/3地区出现的有记录以来的
严寒 。
（ 4）中高纬的遥相关也主要发生在冬半年：因为中纬度明显的遥相
关实际上可能发生在西风带从中纬度扩展到赤道对流层位于该处
热源上空的时候。对于北半球，这种条件只出现在冬半年大洋中
部槽以南地区。
（ 5） 赤道热源对大气的强迫作用最易在冬半年西风带盛行时沿大圆
路径向下游传播 。 可否向上游传播目前还不明确, 但赤道中东太
平洋海温的变化肯定会对上游地区 （ 如中国, 印度, 日本等 ） 的
天气气候产生明显的影响 。
（ 6） 夏季大气遥相关问题初步肯定：低纬热带地区热源的变化或强
迫作用可以向中高纬度传播 。
二、印度季风区的海气相互作
用
季风：是低纬大气环流的一个重要组成部分, 通
常认为它是由海, 陆之间大尺度季节性热力
差异产生并维持的 。 印度季风研究发现, 印
度洋海温分布对季风气流有影响, 同时这里
的海温分布的变异 （ 包括季节变化和年变化 ）
对季风气流也存在反馈作用
1,季风气流对海面温度分布的影响
赤道印度洋上存在着明显的冬暖西冷的水温分布,
在 7~8月尤为明显, 东西温差可达 5 oC。 在西南季风
建立以后, 海面等温线也呈明显的西南 —东北走向 。
一般认为, 这种海温分布是西南季风作用于海面的
结果 。
在非洲沿岸, 产生著名的索马里寒流；而在印度
洋东部则发生暖水不断堆积 。 这样的海温分布与上
空气温分布相配合, 使海洋东部海温高于气温, 海
气热通量为大片正值区；而西部海水上翻区海温低
于气温, 热通量为负值区, 这种海气通量的分布对
季风气流产生显著影响 。 由于季风对阿拉伯海作用
所产生的热通量变化, 使阿拉伯海水温季节变化与
其它海区不同, 在初夏由于西南季风期间向大气输
送热量, 海面温度出现次低值 。
2,海温分布对季风环流的影响
（ 1） 季风场温度层结的东西差异
? 当气流自非洲大陆向东移动时, 西部冷水上翻区空气层结稳定,
在 900hPa附近产生一逆温层 。 整个气柱低层是冷而湿, 上层干而
暖, 期间有温度和湿度的不连续, 使阿拉伯海西, 中部在整个夏
季风期间很稳定 。
? 在季风气流东移过程中, 海洋向大气输送热量和水汽, 因而低层
空气的温度和湿度都向下游增加, 湿区厚度亦增加, 逆温层底部
自西向东由 900hPa上升到 700hPa,当接近印度沿岸是, 逆温层消
失, 产生不稳定层和对流 。
（ 2） 次一级垂直环流和赤道西风
上述印度洋西冷东暖的 SST分布产生对大气的不同
加热, 从而影响了气压场为西高东低的分布, 呈现自
西向东的气压梯度, 这样就可以构成一种次一级垂直
环路, 这与沃克环流是类似的 。
这一圈环流由索马里沿岸冷水区下沉, 孟加拉湾以南
的暖水区上升, 低层西风, 高层东风所组成 。 将这一
环流圈与赤道太平洋商店环流圈一起考虑, 便可解释
自印度洋至西太平洋强盛的赤道西风, 次一级垂直环
流低层的西风加强了印度洋东部和西太平洋的赤道西
风；同时, 也可用来解释夏季西太平洋和印度洋特有
的双赤道辐合带 。
三、中高纬度地区的海气相互
作用
1,一种主要的机制是,SST的异常主要影响温带气旋的活动频率和
强度, 影响长波槽的活动, 进而通过能量向下游频散, 造成整
个长波槽的调整, 从而影响下游一定范围内天气气候变化, 称
之为, 下游效应, 。 这是纳米阿斯长期坚持的观念 。
2,中纬度海洋对其上游的大陆东部沿海地区的环流和天气也产生
影响 。 冬季太平洋中部出现大范围的海温正 （ 负 ） 距平时, 其
后期东亚地区的环流指数要加大 （ 减小 ）, 同时海温热状况对
大气环流的影响除不断向下游传播外, 也将在后期某一段时期
内向上游传播一段距离 。
3,黑潮对对长江中下游降水的影响
黑潮海域前冬的热状况对我国东部汛期的降水发生影响 。 海
洋加热是通过副高活动再影响梅雨天气的 。
4,在高纬的海气相互作用中, 海冰有着突出的贡献 。
? 减少了洋面对太阳辐射能的吸收；
? 削弱了海洋向大气的感热和潜热的输送 。
因此, 冰界的年际变动, 海冰面积以及流冰量
等的变化, 首先影响它周围地区的 SST,空气温度和
洋流, 并进而对高纬度及中, 低纬的大气环流和长
期天气变化带来显著的影响 。
海冰的变化通常用面积的大小来表示 。
由于海冰的变动带来的影响持续时间很长, 可
达第二年的 3月份, 因此在长期预报中是有意义的 。
以上四点实际上只表明了 海洋
对大气的作用。
四、洋流区与非洋流区的海气
相互作用
? 研究方法：计算相关系数 。 由前面的讨论可知, 海洋与大气经常
处在相互作用之中 。 这里我们首先用计算的方法来分析海温异常
与大气环流的关系在洋流区与非洋流区的区别, 所选的资料为
1951~1975年, 共 25年 。
? 计算结果：就全年平均而言, 洋流区与非洋流区海洋与大气的相
互联系是不一致的 。 具体如下, 图 7.6给出太平洋海温与其上空
500hPa高度场, 500~1000hPa厚度场及还平面气压场的平均相关
分布, 其中各点相关系数是取 12个月该点相关系数的算术平均值 。
从图中可以明显看出,① 海温与其上空高度及厚度场相关系数最
大的区域主要在明显洋流区, 暖洋流区尤为突出, 而在广阔的非
洋流区, 如中太平洋, 则正相关很小； ② 海温与海平面气压场的
相关系数在非洋流区有较大的正值, 而在加利福尼亚冷洋流区则
为较大的负值, 大西洋上的情况类似 。
1,洋流区海气相互作用的季节变化
（ 1） 暖流区：海温与其上空及邻近区域厚度场相关最明显的是在冬
季 （ 1~3月 ） ；
冷洋流区：相关最大在夏季 （ 7~9月 ） 。
从图 7.7 （ P104） 可以看到,
黑潮和湾流 （ 暖洋流 ）,其海气相互联系在冬半年较大, 而夏半
年较小；
加利福尼亚支流和拉布拉多洋流 （ 冷洋流 ）,其海气相互联系在
夏半年较大, 而冬半年较小 。
这可能说明暖洋流区海温的主导作用则在夏季比较重要 。
（ 2） 原因：可能原因之一是海温变化幅度随季节不同 （ 图 7.7） 暖洋
流区海温方差冬季大夏季小, 冷洋流区海温方差冬季小夏季大 。
（ 3） 暖洋流与大气环流的关系,（ 图 7.8 P105）
2月黑潮海温与 2月东亚大槽强度的关系：负相关
2,非洋流区海气相互作用的季节变化
? 在非洋流区, 海温与气压场正相关明显 。 下面着重分
析海温与气压场相关随季节的变化 。
? 中太平洋非洋流区海气为正相关, 其中以冬季 （ 1~3月 ）
最明显, 而夏季 （ 7~9月 ） 及秋季 （ 10~12月 ） 正相关
较小 。 海温与气压的正相关说明, 非洋流区的海气相
互作用主要是大气影响海温, 其影响过程有牵引, 上
翻和辐射等 。 （ 图 7.9 P105）
? 在非洋流区的海气相互作用中大气起主导作用, 主要
表现为两个大气活动中心的作用, 太平洋高压以牵引
作用为主, 高压强时中太平洋暖, 东太平洋冷, 高压
时则相反；阿留申低压在冬半年 （ 10~3月 ） 上翻作用
也比较明显 。
总体上，海气相互作用：大气与海洋的相互
作用是有明显季节变化的。
? 在洋流区的海气相互作用中海洋起主导作用，
暖洋流的主导作用在冬季（ 1~3月）最明显；
相反，冷洋流的主导作用在夏季（ 7~9月）最
显著。
? 在非洋流区的海气相互作用中大气起主导作用，
主要表现为两个大气活动中心的作用，太平洋
高压以牵引作用为主，高压强时中太平洋暖，
东太平洋冷，高压时则相反；阿留申低压在冬
半年（ 10~3月）上翻作用也比较明显。
第三节 ENSO与长期天气预报
ENSO研究的重要性
观测到的气象要素场总是包含着我们所需要的那
部分信息和我们不需要的那部分“噪音”。往往由于
气候噪音背景很强，掩盖了气候信息。只有那些足够
强的信息才能从观测资料上直接反映出来。
厄尔尼诺（ El Nino）和南方涛动（ Southern
Oscillation）现象是迄今为止所发生的高于噪音水平的
最强的海洋和大气年际变化的信息，是分别发生在热
带海洋和大气中能影响全球气候的异常现象。
El Nino和 SO合起来称为 ENSO。
一,ENSO事件
1.El Nino现象：赤道东太平洋地区的一种生态现
象。
赤道东太平洋冷水地区适宜于藻类和鱼的繁殖, 并吸引了
大量以鱼为食的鸟类也在此栖息 。 但有的年份, 在圣诞节前后
有一股暖洋流移到厄瓜多尔, 秘鲁沿岸, 且逐渐扩展, 使这一
地区的水温异常升高 。 冷水上翻减弱, 冷水中的大量浮游生物
不能到到表层, 因此大量的藻类死亡, 生态平衡被破坏, 鱼类
和鸟类大量死亡, 特别是在秘鲁卡拉俄海港成千上万条死鱼在
海面上积成厚厚的一层, 其腐烂气体能使船身变黑 。 这种现象,
当地称之为厄尔尼诺 （ El Nino西班牙语, 意为圣婴 ）
1795年第一次直接记录 El Nino现象 。
? 2.ENSO事件的基本含义
– 基本含义,厄尔尼诺（ El Nino）和南方涛动
（ Southern Oscillation）合称为 ENSO 。其中 El
Nino是一种海洋现象，一般是指南美沿岸圣诞节前
后开始的海洋水温的异常增暖。
– El Nino与 SO联系的原因,通常，当赤道东太平洋
SST出现正（负）距平时,SO指数往往出现负（正）
值，两者之间的负相关系数在 -0.57~-0.75，信度达
到 99.9%。这表明 El Nino 和 SO之间的非常紧密的关
系，是海气相互作用的突出反映例子。因此，
ENSO成为了大尺度海气相互作用以及气候变化问
题研究的中心课题，受到国际科学界的广泛注意。
? SO：南方涛动。指
印度洋地区和南太平
洋地区气压的反向变
化现象，是大尺度大
气环流的异常现象。
? SOI：南方涛动指数。
Tahiti和 Darwin测站
规格化的海平面气压
距平之间的差。
? SOI>0，南太平洋气压高，
赤道太平洋降水少,
Walker环流强。
? SOI<0，南太平洋气压低，
赤道太平洋降水少,
Walker环流弱。
二,ENSO事件的描述
? 1.ENSO事件监测海区划分：四个区域
2.El Nino和 LaNina现象的时空演变规律
? 海温指数变
化曲线图
? 可见，大多数
的事件中，
Nino3都有较好
的代表性。
? 图中 NinoC区
（ 0~10S,180~9
0W）
? 9次 ElNino
过程增暖演
变过程
? 9次厄尔尼诺现象
中，有的延续时
间长，可达 2年左
右，有的延续时
间短，约一年左
右；有的厄尔尼
诺发生过程是逐
渐的，有的则很
迅速。增暖开始
的时间差异也很
大 。
? 典型 El Nino
事件的时空
演变过程平
均状况
? 说明：非典型的
El Nino的位相不
同于较典型的 El
Nino现象的位相。
3.El Nino和 LaNina事件的强度指标
? 利用事件期间各月 SSTA相加的累积值作为衡量事件
强度的指数，包含事件长度,SST距平指数强度、盛
期强度、峰值等诸多指标。（李晓燕，翟盘茂建立）
? 分为极强、强、中等、弱、极弱五等。
三,ENSO事件的统计特征
? 1.ENSO事件的分类
? ElNino暖事件
? 东部型：增温开始于赤道东太平洋，典型 ElNino
事件
? 中部型：增温开始于赤道东太平洋，非典型
ElNino事件，如 1982/83
? LaNina冷事件
? 2.ENSO事件的特征量统计
? ElNino暖事件的统计
? LaNina冷事件统计
? 3.ENSO两类事件的特征量平均值
? 4.ENSO事件的季节特征
二,ENSO的发展演变过程
1,ENSO的形成带有季节的倾向性
大气对流带的季节性位移，与海表温度的季节
变化有直接的关系，一般强对流区对应于高 SST区。
El Nino事件已形成的最大 SST距平出现在季节增暖
的月份 。
2,Philander的三阶段演变理论,
概括地把一次典型的 ENSO发展过程划分为三个阶
段：先兆阶段，这是指春初南美沿岸增暖前的阶段；
第二阶段是异常条件发展的时期；最后是异常条件
衰亡、正常条件恢复的阶段。
（ 1） 先兆阶段。
ENSO事件发生的前兆之一是沃克环流的高空支东移。移
到新几内亚（ New Guinea）与日界线之间，同时在地
面气压、风场和降水资料中的表现是：在厄尔尼诺爆
发前的 10月和 11月，澳大利亚达尔文港的地面气压上
升，日界线以西的信风减弱，印度尼西亚的雨量减少，
但日界线附近的降水增加。在热带以外东南太平洋地
区，在更早一个季度海平面气压已有所下降。西太平
洋出现的这些先兆只是 ENSO事件的必要条件而不是充
分条件。
ENSO事件出现的另一个先兆是 ITCZ的南移，在厄尔尼诺
年的早期可接近甚至位于赤道以南。
（ 2） 异常条件的发展 。
ENSO事件第二阶段的最明显的特征是初期出现在
秘鲁和厄瓜多尔的异常条件 （ SST正距平 ） 向西扩展,
以 50~100cm/s的速度向西传播 。 当异常条件向西传播
时, 日界线以西的先兆振幅或强度继续增加, 但其发
展落后于东面异常条件的发展 。 在 11月和 1月之间 （ 爆
发后 ） ENSO事件达到成熟阶段, 这时在热带太平洋大
部分地区出现异常暖的表层海水, 信风减弱, 小时甚
至转为西风, ITCZ的位置比正常偏南, Hardly环流加
强 。
（ 3） 恢复到正常调节 。
在南美沿岸，异常条件的振幅在 ENSO爆发后的几个月就
开始减少。
3,Rasmusson等综合图象的五阶段理论
前期位相,El Nino年的 8~10月
初期位相,El Nino年的 11~次年 1月
峰值位相,El Nino年的 3~5月
过渡位相,El Nino年的 8~10月
成熟位相,El Nino年的 12~2月
4,三个一般特点,
（ 1） 在厄尔尼诺发生前期, 西, 中热带太平洋的东风减
弱或转变为西风, 同时在中太平洋有弱的增温；
（ 2） 在秘鲁沿岸首先出现明显增温, 随后在东太平洋东
风减弱；
（ 3） 秘鲁沿岸的增温向西传播, 可到达中太平洋 。
注意：非典型 ENSO事件如 1982~1983和 1986~1987年的特
征, 增温区首先出现在中太平洋 。
5,ENSO事件中海洋条件的显著变化（图
7.11 P111）
西太平洋的温跃层和海平面高度经历了
变浅变低到变深变高的变化，而东太平
洋的温跃层和海平面高度经历了相反的
变化。
三,1982~1983年 ENSO事件
这是本世纪以来最强的一次的 ENSO事件, SO指数达到了
有记录以来的最低值 。 南美沿岸渔业损失严重, 持续
大雨；南亚, 澳大利亚持续干旱 。 这次 ENSO事件不
仅在强度上, 而且在时间的演变等方面与前面总结的
典型 ENSO有一定的差异, 具体表现有以下几个明显的
特征,
（ 1） 厄尔尼诺的规模极大
图 7.15进行比较, 1972~1973年和 1982~1983的厄尔尼诺
（ 2） 异常的演变过程
在 1982~1983的 ENSO事件中, 增温区首先出现在赤道
中太平洋地区, 而不是像一般情况下首先出现在赤道
东太平洋 。
图 7.16（ P113） 进行比较, 增暖区东传 （ 一般为西传 ） 。
由图 7.17可以得出,
海温,29oC等 SST线的东界位置随季节变化有规律地向东
移动 。
风场：低层西风距平及高层的东风距平中心位置也是比
较有规律地东移 。 （ 实质上放映了这段时期沃克环流
的向东移动过程 ）
OLR：负的 OLR中心从西太平洋一直向东传播, 最后到
达中东太平洋 。
（ 3）南方涛动的强度异常
SOI最小值达最低，并与暖水期一一对应。
四,ENSO的年际变率
1,概念,ENSO的年际变率指的是两个相邻事件出现的
时间间隔，约为 3~4年。
2,ENSO循环：由 El Nino和 La Nina组成。
3,SOI变化认识,
4,SST距平变化（赤道东太平洋）认识
5,28.5oC等 SST线及 u=-2m/s等值线（西太平洋）认识
6,SOI距平变化
7,印度洋，西、中、东太平洋，大西洋均存在三个主
振荡周期,2,3.5,5年。把这三种振荡的时间序列
进行合成后定出的 ENSO事件与前面结果相当一致。
五,ENSO的形成机制
基本概念：海洋和大气相互作用 ENSO过程中的非常重要
的物理机制。海洋和大气的异常条件实际上是同相发
展的，包括海洋对大气的响应和大气对海洋的响应。
较公认的经典模型,（ 图 7.19 P116）这个模型比较完整
地描述了厄尔尼诺现象的赤道海洋结构（海面风应力、
海平面高度、海面温度、海洋斜温层结构和赤道海流）
的演变。
这个模型的基本点是,
厄尔尼诺发生的条件不是信风的减弱而是信风持续增
强的结果，在正常情况下（图 7.19a），沿赤道太平洋
海平面高度呈西高东低的形势，西太平洋温跃层的深
度约 200m，东太平洋仅 50m，这种结构与西暖东冷的
平均海温分布相适应。
但是，在东风异常加强的情况下（图 7.19b），表面东
风应力把表层暖水向西输送，在西太平洋堆积，海平
面高度抬升，温跃层加深，而东太平洋海面降低，温
跃层抬升。
如果东风持续增加，这种西高东低的海平面坡度将不
断增加，就不断积累起它的位能。一旦信风发生张弛
（即减弱），就会导致位能释放，表层暖水向东回流，
东太平洋温跃层降低，海平面和海面温度身高，出现
厄尔尼诺特征。
由于 ECT（赤道冷水舌）和 EWP（赤道暖池）的相对贡
献不同，事实上可能存在三类赤道增暖,
? 第一类是中东太平洋大范围增暖,ECT和 EWP都有大
的贡献。
? 第二类主要增暖区限于东太平洋 140oW以东的南美沿
岸地区，此时 EWP萎缩,ECT起主要作用。
? 第三类为整个太平洋增暖，特别是日界线以西明显则
增暖,EWP似乎起了主要作用。
三类增暖中，最高海温区的位置和东西海温梯度
有明显不同，特别是第三类增暖时，东西海温梯度不
是减小而是增大，相应的最强赤道对流区的位置、强
度和赤道西风的伸展都有显著变化。
六,ENSO事件对我国长期天
气及气候的可能影响
选择四种典型的天气气候事件来说明 ENSO事件对我国
长期天气及气候的可能影响
1.东北夏季低温
2.我国东部地区的夏季降水异常
3.西太平洋副高强度和西伸强度的年际变化
4.西太平洋台风活动
1.东北夏季低温与 ENSO的联系
? 严重的东北
夏季低温多
发生于
ElNino年份；
而 LaNina年
份，东北夏
季气温偏高。
? 也有例外，
如 1982年，
表明 ENSO不
是决定东北
夏季低温的
唯一因子。
? 相互联系的可能原因分析
? EOF分析，第一特征向量（ 26%）的主要特征是西北太
平洋与赤道东太平洋的反位相距平分布。即 ENSO时期
异常增暖的赤道东太平洋相对应于西北太平洋大范围
的海温负距平，是维持欧亚大陆东部中纬度负的高度
距平和低温气候的重要条件。
? 可能影响机制,ElNino——环流异常 ——夏季东北地
区及西北太平洋 500Hpa高度场负距平 ——夏季频繁的
低压槽活动 ——气温偏低
? 特别说明,ElNino（ LaNina）夏季东北出现低（高）
温,ENSO只是重要原因之一。
2.我国东部地区夏季降水异常与 ENSO的联系
? 三类雨型
? I类主要多雨带位于黄河流域及其以北（北方型）
? II类主要多雨带位于黄河至长江之间（中间型）
? III类主要多雨带位于长江流域及其以北（南方型）
? 影响中国夏季降
水的基本因素
? 赵振国 归纳为 10
个方面：海温
（ ENSO现象）、
冰雪覆盖、地温、
亚洲季风、青藏
高原、西太平洋
副高、中纬度阻
高、准两年振荡
（ QBO）、三
大涛动（ NAO /
NPO / SO/ ）、
太阳活动以及 天
文因子和地球物
理因子
? 影响中国夏
季降水的主
要因素
? 东,海洋
? 西,青藏高原
? 南,季风
? 北,阻塞高压
? 中,西太平洋
副热带高压
? 东,海洋，反映赤道东太平洋和暖池海温异常，
包括 ElNino和 LaNina现象。
? 西,青藏高原，反映高原积雪和位势高度异常。
? 南,季风，反映南半球和热带大气环流以及赤
道辐合带的异常。
? 北,阻塞高压，反映中高纬度大气环流异常，
即冷空气活动的异常。
? 中,西太平洋 副热带高压，反映热带环流异
常。
? 各海温关键区与中国夏季降水的一般关系
? El Nino和 La Nina与三类雨型当年和次年的关
系 （ 30年统计结果 ）
? El Nino和 La Nina与副高脊线和中国夏季三类
雨型的关系 （ 50年统计结果 ）
? ENSO与长江中下游梅雨降水趋势的关系
? ENSO不同位相
发展阶段与我国
降水分布的关系,
? ENSO 发展即增强位
相阶段，该年夏季我
国江淮流域降水偏多，
可能发生洪涝；而黄
河流域、华北地区的
降水将偏少，发生干
旱，并江南地区的降
水也会减少，可能产
生干旱，东北地区降
水偏多。在 ENSO 减
弱即位相衰弱阶段，
旱涝分布则相反。
? 1991年汛期的旱涝分
布正好与在 ENSO 增
强位相时的旱涝分布
相似。
3.西太平洋副高强度和西伸强度的年际变化
? 副高强度和西伸程度
的变化与海温距平之
间存在有明显的时滞
耦合现象。最大滞后
相关为 6个月左右。
? 海温与副高具有相同
振荡周期（约 42个
月）。
? ElNino年，副高较常
年偏强、面积大、西
伸明显；而在 LaNina
年副高偏弱、面积小、
位置偏东。
? 如何理解,西太平洋
副高与赤道东太平洋
海温之间的统计关系
可能仅仅表示了一种
现象上的联系。
? 有些研究表明：西太平洋副高与赤道东太平洋海温之
间的统计关系可能仅仅表示了一种现象上的联系。赤
道东太平洋海温异常对西太平洋副高位置和强度无直
接的物理上的贡献。 如何理解？
? 由于影响西太平洋副高强度和位置的主要因子可能是
赤道西太平洋的对流强度的变化，因为这是 ENSO发生
的一个重要特征。在赤道中、东太平洋大范围增暖的
同时，印度和西太平洋暖池海温明显偏低，菲律宾周
围上空至中印半岛的对流活动及其季节性变化明显偏
弱，在北半球 500hPa高度距平图上，南亚及东南亚一
带为正距平，副高则偏强。按此可理解上述的说法。
4.西太平洋台风活动与 ENSO的联系
El Nino年比台风活动频数比 La Nina年要少, 且登陆我
国的台风 （ 或热带风暴 ） 也比常年少, 而 La Nina年
则比常年偏多 。
? 台风异常活动可能原因分析
? 西太平洋的海温变化常与东太平洋海温变化相反；
? ElNino发生时，东太平洋海面异常增暖,Walker环流减弱，上升
支东移，西太平洋台风源区（ 130—160E）有异常下沉运动，对
流活动受到抑制，不利于西太平洋台风的形成。
? 西太平洋台风中相当多是从辐合带的低云或云团发展起来的，由
于 ElNino使副高偏南，热带辐合带也偏南，不利于台风的发展。
? 若 SST<28C，台风则难于在该海域形成。在 ElNino年，西太平洋
出现海温负距平，不利于台风形成。
? 据台风发展的 CISK机制，大气稳定度参数对扰动的不稳定发展有
重要影响。 ElNino年，台风源区的稳定度偏大，不利于台风形成。
? 附：台风发生发展的必要条件, 足够大的海洋面且
SST>26~28C以上 （形成暖心结构）； 初始扰动 （启动机制）； 对
流层风速垂直切变要小 （恰当的潜热聚集）； 一定的地转偏向力
（使辐合气流逐渐形成强大的水平涡旋）
