现代气候学6海气相互作用
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（b）示意图（Webster，1994）
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
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)
1月 7月 平均
0º
130ºE
170ºW
90ºW
(大西洋) (欧亚大陆) (太平洋) (北美大陆)
月
海平面
1
7
850
1
7
700
1
7
500
1
7
300
1
7
200
1
7
①亚非大陆 9.2 31.2 5.5 24.0 -1.3 13.9 -16.5 -4.3 -41.8 -28.1 — -46.5
②太平洋 12.5 24.7 6.5 16.4 -0.3 8.6 -14.5 -6.8 -38.3 -33.0 -51.5 -53.4
22º
74º
47º
58º
16º
8º
25
25º
19º
41º
36º
41º
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
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)
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/m 2•a)
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。
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。
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
图6.2 海陆热力影响下冬季定常槽百分率（上）和 T1300000 厚度分布示意图
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
表6.4 在30°N不同高度上海、陆气温及其差值（℃）
等压面（hPa）
1972--73
1982--83 1986--87
1991--92 1993--94
1997--98
1901 — 2003 年
中 强
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）。
①-② -3.3 6.3 -1.0 7.6 -1.0 5.3 -2.0 2.5 -3.3 4.9 — 7.1
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
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
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。
837 1465 1884 1758 921 745 1256 1800 1382 921 544 963
1298
921
1968
795
2805
670
4019
586
4563
293
4899
293
4354
293
4145
251
4731
377
4438
461
3433
461
2135
251
1465
377
3433
377
英国数学家兼气象学家沃克爵士
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。
SOI
5 3 1 -1 -3 -5 1933 1943 1953 1963 1973 1983 1993 2003 年
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 赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应 a.平均状况
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
图 赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应 c.信风张驰
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。
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。
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。
837
461
1382
544
1884
754
2721
963
3140
879
3978
670
3894
418
3768
377
4103
586
3684
754
3182
586
2093
293
1465
377
2763
544
表6.3 台风登陆后风速削弱的百分比
离海岸距离（km） 0 10 15 25 50 100 150
台风登陆后风速比 100 97 86 86 72 55 47 （﹪）
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El Nino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。
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。
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
LE
H
70-60°N 60-50
50-40 40-30 30-20 20-10 10-0 0-0°S 10-20 20-30 30-40 40-50 50-60 全球平均
670 963
1047 963 796
1340 2387 2554 1884 1172 1214 921 921 1130
251 377
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。
图6.13 赤道洋面的垂直环流圈（Wvrtki，1982）
图6.10 海洋平均温度分布(℃)（Levitus，1982）
图6.11 赤道太平洋海温监测区分布图
Nino 3.4
正常状态
W 29℃
E 24℃
西海面高40cm左右 平均海温高3～6℃
厄尔尼诺发生的状态
E W
正常状态（1993.12）
厄尔尼诺状态（1997.12）
拉尼娜状态（1998.12）
纬度带(ºN)
H
70-60
9.2
60-50
8.0
50-40
6.7
40-30
5.9
30-20
2.9
20-10
2.9
10-0
2.9
LE
LE/(H± LE)
13.0
0.585
19.7
0.711
28.2
0.807
40.4
0.872
45.8
0.940
49.1
0.944
43.6
0.936
第六节 热带海洋对气候的影响
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 104 625J 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。
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。
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
LE
H
海
洋
LE
H
全
球
厄尔尼诺对全球气候的影响
印度洋偶极子（Indian Ocean Dipole，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。
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
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。
图6.14 印度洋偶极子关键海温区域（saji等，1999）
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
1、ENSO循环 （1）南方涛动 （2）厄尔尼诺 （3）沃克环流
（4）对降水的影响
图6.3 海洋垂直断面循环示意图
1、风生流 （1）太平洋海流 （2）大西洋海流 （3）印度洋海流
图6.4 世界海洋循环系统（K.Stowe，1995）
2、热盐环流 （1）概念 （2）热盐环流的重要性
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。
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”。
1567--68
1630--31 1641
1650 1661
1694--95
1715--16 1782--84
1790--93
1802--04 1827--28
1832--33 1844--46
1864
1867--69 1876--78
1899--1900 1901--02
1913--15
1918--20 1940--41
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
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)
1月 7月 平均
0º
130ºE
170ºW
90ºW
(大西洋) (欧亚大陆) (太平洋) (北美大陆)
月
海平面
1
7
850
1
7
700
1
7
500
1
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300
1
7
200
1
7
①亚非大陆 9.2 31.2 5.5 24.0 -1.3 13.9 -16.5 -4.3 -41.8 -28.1 — -46.5
②太平洋 12.5 24.7 6.5 16.4 -0.3 8.6 -14.5 -6.8 -38.3 -33.0 -51.5 -53.4
22º
74º
47º
58º
16º
8º
25
25º
19º
41º
36º
41º
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
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)
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/m 2•a)
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。
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。
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
图6.2 海陆热力影响下冬季定常槽百分率（上）和 T1300000 厚度分布示意图
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
表6.4 在30°N不同高度上海、陆气温及其差值（℃）
等压面（hPa）
1972--73
1982--83 1986--87
1991--92 1993--94
1997--98
1901 — 2003 年
中 强
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）。
①-② -3.3 6.3 -1.0 7.6 -1.0 5.3 -2.0 2.5 -3.3 4.9 — 7.1
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
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
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。
837 1465 1884 1758 921 745 1256 1800 1382 921 544 963
1298
921
1968
795
2805
670
4019
586
4563
293
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4354
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4145
251
4731
377
4438
461
3433
461
2135
251
1465
377
3433
377
英国数学家兼气象学家沃克爵士
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。
SOI
5 3 1 -1 -3 -5 1933 1943 1953 1963 1973 1983 1993 2003 年
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 赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应 a.平均状况
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
图 赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应 c.信风张驰
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。
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。
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。
837
461
1382
544
1884
754
2721
963
3140
879
3978
670
3894
418
3768
377
4103
586
3684
754
3182
586
2093
293
1465
377
2763
544
表6.3 台风登陆后风速削弱的百分比
离海岸距离（km） 0 10 15 25 50 100 150
台风登陆后风速比 100 97 86 86 72 55 47 （﹪）
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El Nino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。
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。
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
LE
H
70-60°N 60-50
50-40 40-30 30-20 20-10 10-0 0-0°S 10-20 20-30 30-40 40-50 50-60 全球平均
670 963
1047 963 796
1340 2387 2554 1884 1172 1214 921 921 1130
251 377
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。
图6.13 赤道洋面的垂直环流圈（Wvrtki，1982）
图6.10 海洋平均温度分布(℃)（Levitus，1982）
图6.11 赤道太平洋海温监测区分布图
Nino 3.4
正常状态
W 29℃
E 24℃
西海面高40cm左右 平均海温高3～6℃
厄尔尼诺发生的状态
E W
正常状态（1993.12）
厄尔尼诺状态（1997.12）
拉尼娜状态（1998.12）
纬度带(ºN)
H
70-60
9.2
60-50
8.0
50-40
6.7
40-30
5.9
30-20
2.9
20-10
2.9
10-0
2.9
LE
LE/(H± LE)
13.0
0.585
19.7
0.711
28.2
0.807
40.4
0.872
45.8
0.940
49.1
0.944
43.6
0.936
第六节 热带海洋对气候的影响
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 104 625J 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。
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。
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
LE
H
海
洋
LE
H
全
球
厄尔尼诺对全球气候的影响
印度洋偶极子（Indian Ocean Dipole，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。
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
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。
图6.14 印度洋偶极子关键海温区域（saji等，1999）
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
1、ENSO循环 （1）南方涛动 （2）厄尔尼诺 （3）沃克环流
（4）对降水的影响
图6.3 海洋垂直断面循环示意图
1、风生流 （1）太平洋海流 （2）大西洋海流 （3）印度洋海流
图6.4 世界海洋循环系统（K.Stowe，1995）
2、热盐环流 （1）概念 （2）热盐环流的重要性
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。
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”。
1567--68
1630--31 1641
1650 1661
1694--95
1715--16 1782--84
1790--93
1802--04 1827--28
1832--33 1844--46
1864
1867--69 1876--78
1899--1900 1901--02
1913--15
1918--20 1940--41