,单击此处编辑母版标题样式,*,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,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,第七章 海气相互作用与长期天气预报 海气相互作,1,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,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,2,一、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2-1,o,C之间。,一、海水的温度分布1. 海温及其垂直分布,3,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。,海洋温度垂直分布特征（图7.1 ）。,4,2.,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2528,o,C，南北纬50,o,附近是10,o,左右，80,o,附近-1-2,o,C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,o,C，平均每3个纬度降温1,o,C。,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17.4,o,C，而气温平均为14.3,o,C，二者相差3.1,o,C。因此，海洋对空气的加热过程影响较大,。,2. 海温的水平分布特征,5,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,：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； 太平洋西侧出现暖池；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。,太平洋SST的年平均分布示意图（图7.2 ）,6,二、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12000m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。,二、洋流（海流） 1.洋流概念,7,第7章-海气相互作用与长期天气预报课件,8,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。,洋流的基本流动特征（ 图7.3）,9,2. 几支著名的洋流,黑潮和亲潮：,秘鲁海流：,墨西哥湾流：,2. 几支著名的洋流,10,3.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）,3.风吹学说中海气的相互作用,11,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。,第二节 海气相互作用的观测事实与机制 海气,12,1.,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。,1. 热带海气相互作用特征,13,（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（P9899 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） 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,14,2.,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，2,o,48S，17,o,13W。,（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。,2. 热带大气对赤道地区SST异常的响应,15,3.,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）：,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。,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. 热带外大气对赤道地区SST异常的遥响应,16,（,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。,（3）中纬度遥相关的基本型是：,17,（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。,（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,18,二、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,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,19,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78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。,季风气流对海面温度分布的影响,20,2. 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. 海温分布对季风环流的影响,21,（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。,（2） 次一级垂直环流和赤道西风,22,三、中高纬度地区的海气相互作用,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。,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。,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。,三、中高纬度地区的海气相互作用一种主要的机制是：SST的异常,23,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。,在高纬的海气相互作用中，海冰有着突出的贡献。,24,四、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19511975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、5001000hPa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：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；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。,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,25,1.,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（13月）；,冷洋流区：相关最大在夏季（79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,1. 洋流区海气相互作用的季节变化,26,2.,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（13月）最明显，而夏季（79月）及秋季（1012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（103月）上翻作用也比较明显,。,2.非洋流区海气相互作用的季节变化,27,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（13月）最明显；相反，冷洋流的主导作用在夏季（79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（103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,28,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。,第三节 ENSO与长期天气预报ENSO研究的重要性,29,一、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。,一、ENSO事件1.El Nino现象：赤道东太平洋地区的一,30,2.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。,2.ENSO事件的基本含义,31,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。,SOI0，南太平洋气压高，赤道太平洋降水少， Walker环流强。,SOI0，南太平洋气压低，赤道太平洋降水少， Walker环流弱。,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,32,二、ENSO事件的描述,1.ENSO事件监测海区划分：四个区域,二、ENSO事件的描述1.ENSO事件监测海区划分：四个区域,33,2.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（010S,18090W）,2.El Nino和LaNina现象的时空演变规律海温指数变,34,9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,。,9次ElNino过程增暖演变过程,35,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。,典型El Nino事件的时空演变过程平均状况,36,3.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。,3.El Nino和LaNina事件的强度指标,37,三、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,三、ENSO事件的统计特征1.ENSO事件的分类,38,2.ENSO事件的特征量统计,ElNino暖事件的统计,2.ENSO事件的特征量统计,39,LaNina冷事件统计,LaNina冷事件统计,40,3.ENSO两类事件的特征量平均值,3.ENSO两类事件的特征量平均值,41,4.ENSO事件的季节特征,4.ENSO事件的季节特征,42,二、ENSO的发展演变过程,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 。,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。,二、ENSO的发展演变过程 ENSO的形成带有季节的倾,43,（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。,（1） 先兆阶段。,44,（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50100cm/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。,（2） 异常条件的发展。,45,Rasmusson等综合图象的五阶段理论,前期位相：El Nino年的810月,初期位相：El Nino年的11次年1月,峰值位相：El Nino年的35月,过渡位相：El Nino年的810月,成熟位相：El Nino年的122月,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19821983和19861987年的特征，增温区首先出现在中太平洋。,Rasmusson等综合图象的五阶段理论,46,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。,ENSO事件中海洋条件的显著变化（图7.11 P111）,47,三、19821983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，19721973年和19821983的厄尔尼诺,（2）异常的演变过程,在19821983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。,三、19821983年ENSO事件这是本世纪以来最强的一次,48,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：29,o,C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。,图7.16（P113）进行比较，增暖区东传（一般为西传）。,49,四、ENSO的年际变率,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34年。,ENSO循环：由El Nino和La Nina组成。,SOI变化认识：,SST距平变化（赤道东太平洋）认识,28.5,o,C等 SST线及u=-2m/s等值线（西太平洋）认识,SOI距平变化,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。,四、ENSO的年际变率概念：ENSO的年际变率指的是两个相邻,50,五、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。,五、ENSO的形成机制基本概念：海洋和大气相互作用ENSO过,51,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。,这个模型的基本点是：,52,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140,o,W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。,由于ECT（赤道冷水舌）和EWP（赤道暖池）的相对贡献不同，,53,六、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,六、ENSO事件对我国长期天气及气候的可能影响 选择四,54,1.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。,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E,55,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。,相互联系的可能原因分析,56,2.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）,2.我国东部地区夏季降水异常与ENSO的联系三类雨型,57,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基本因素,58,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,影响中国夏季降水的主要因素,59,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。,东：海洋，反映赤道东太平洋和暖池海温异常，包括ElNino和,60,各海温关键区与中国夏季降水的一般关系,第7章-海气相互作用与长期天气预报课件,61,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与三类雨型当年和次年的关系（,62,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,）,El Nino和La Nina与副高脊线和中国夏季三类雨型的,63,ENSO与长江中下游梅雨降水趋势的关系,ENSO与长江中下游梅雨降水趋势的关系,64,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。,ENSO不同位相发展阶段与我国降水分布的关系：,65,3.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。,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,66,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。,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,67,4.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。,4.西太平洋台风活动与ENSO的联系El Nino年比台风活,68,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（130160E）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SST2628C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）,台风异常活动可能原因分析,69,