现代气候学第6章 海-气相互作用-2016

上节回顾季风（定义）形成因素季风指数气候的地带性与非地带性1长白山第六章海-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2Theclimatesystem3AllEarth71%water29%land海气相互作用的基本特征

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，使海温分布发生变化，从而影响到加给大气的热量。4研究意义：

不仅有助于揭示预报大气和海洋环境方面的需要了解的一些科学问题;而且对渔业、航海、海洋资源的开发利用和随之而起的海洋工程;对全球气候乃至人类生存环境变化的预测等方面都有十分重要的实际意义。揭示海气相互作用的物理过程及机理是提高短期/长期气候预测能力的关键.5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66.1

海洋在气候形成和变化中的重要性（1）海洋是大气的主要能量供应源海洋吸收的太阳辐射中，绝大部分（85%）被海洋表层吸收，通过辐射、潜热和感热输送给大气。海洋环流热量的经向输送(占热量经向输送的33%）潜热输送海洋输送大气输送正值向北负值向南地-气系统向极能量输送各分量的年平均纬度分布7（2）海洋是大气水分的主要供应地大气中的水汽主要来自海表蒸发（~86%）土壤水分(w)陆地水循环海洋水循环全球水循环裸地蒸发雪3851118（3）海洋对气候具有重要的调节作用

海洋的热惯性和动力惯性大热带太平洋海温、北太平洋海温、北极海冰和700百帕高度月平均自相关系数（横坐标表示时间，单位：月；纵坐标表示相关系数）海洋的运动和变化具有明显的缓慢性以和持续性，这一特性可以使1)海洋具有“记忆”能力，通过海气相互作用将大气变化信息储存在海洋中，然后再对大气运动产生作用；2）海洋的热惯性使海洋状况具有滞后效应，如海洋气候季节滞后于陆地1个月左右；3）通过海气相互作用，平滑大气高频变化910（4）海洋对温室效应的缓解作用海洋对大气中的CO2有吸收作用（CO2的汇），减缓了全球增暖的速率。海洋:38000单位大气：730陆地：2000海水温度分布（垂直）11

根据海水垂直分布的特点,可分为三层:由海面向下数十米左右的表层一般称为混合层,以下100-1500m的范围叫温跃层,再下就是底层.

海洋的表层在海气相互作用下,水体性质因充分混合而均一,接近同温状态,称为混合层6.2.1

海洋基本特性混合层：海洋的表层在海气相互作用下,水体性质因充分混合而均一,接近同温状态,（暖，密度低）深水层：冷，密度高温跃层：温度和密度变化梯度大1213海水的温度分布（水平）6.2.1海洋的基本特性1月份7月份14年平均15AnnualcycleoftheSSTAnnualcycleoftheSeaLevelHeight166.2.1

海洋基本特性海水盐度随纬度的变化17海水盐度（Salinity）：1KG海水中溶解的全部固体物质，通常以每千克海水中所含的克数表示，单位‰Annualmeansurfacesalinity(PSS:1978PracticalSalinityScale)海表

盐度降水18海表盐度分布亚热带最高，热带次之，极带最低19世界盐度最高海区：红海（4.1%）世界盐度最低海区：波罗的海(<1%）

原因：1）地处副热带海区，常年受副高控制，降水少，蒸发旺盛。

2）周围沙漠广布，几乎无径流注入。原因：1）受副极地低气压带和西风影响，降水较多，纬度高，蒸发弱。

2）周围陆地有大量淡水汇入。206.2.1

海洋基本特性21海水密度（

Density

）海水密度是温度，盐度，压强的函数，但一般变化幅度不大，p=1000kg/m3=1gm/cm3。P，S增加，密度增加；T减小，密度增加22温跃层（Thermocline）；盐跃层（Halocline）；密度跃层（Pycnocline）6.2.2

海、陆物理特性的差异6.2.2海、陆面积的差异1）海洋表面积占地球总面积的70.8%2）南北半球以及各纬度海陆分布不同南北半球每5度纬度中海陆面积的百分比23NorthernHemisphere61%water39%landSouthernHemisphere81%water19%land6.2.2海、陆表面辐射特性的差异1）对太阳辐射的反射率，海水表面平均为5-6%，陆面平均为10-30%，海面辐射差额大于陆面；2）海水对辐射的透射作用，使海水吸收、储存更多的太阳辐射。

海洋透射可以到100m，陆面不到1mm24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(MJm-2•年-1

）256.2.3海、陆向大气热量输送的差异

1）全球平均感热输送陆地大于海洋；

2）各纬度海洋潜热大于陆地，全球平均海洋蒸发耗热比陆地大3倍以上.6.2.4海、陆向下热量输送的差异1）海水的热容（是空气的3100倍）大于土壤1-2倍；

2）海水有铅直混合作用：涡动、对流和分子垂直运动；

3）海水大规模的水平运动。6.2.5海、陆表面的摩擦阻力的差异海面平滑、粗糙度小、平均风速大于陆面台风登陆后风速减弱可以看出海、陆地表摩擦的差异266.3.1海、陆分布对环流的影响(1)海陆分布对西风扰动的影响使平直气流产生了槽脊波动冷

暖

冷

暖6.3

海、陆分布对气候的影响276.3.1海、陆分布对环流的影响(2)海陆分布对季风的影响副高强副高弱6.3

海、陆分布对气候的影响286.3.2海、陆分布对气温的影响1）夏季海面气温低于陆地，冬季相反；2）海面气温的日较差和年较差都小于陆面.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在30°N不同高度上，海、陆气温及其差值（℃）

296.3.3海、陆分布对大气水份和降水的影响1）对空气湿度的影响：海面上的空气湿度大于陆地.2）对雾的影响：海洋、陆地哪个多平流雾、哪个多辐射雾？3）对降水的影响

对流雨：陆地上主要出现在夏季午后，海洋上出现在冬季夜间。地形雨：陆地上锋面雨与气旋雨：海洋多于陆地辐射雾：由辐射冷却形成的，多数出现在晴朗、微风、近地面水汽比较充沛且比较稳定或有逆温存在的夜间和清晨平流雾：暖而湿的空气作水平运动，经过寒冷的地面或水面，

空气中的水蒸汽逐渐受冷液化而形成的雾雾形成的条件一是冷却，二是加湿，三是有凝结核海洋上多发生平流雾，陆地上多发生辐射雾30海、陆对温度和降水等气象要素的影响31海洋环流：海水及海水中各种物理量、化学量循环于世界大洋的一种自然现象，简称海流。海流按其成因分为两种：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海流，亦是通常所说的洋流。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和盐度变化，导致密度分布的不均匀形成的热力学海流，称为热盐环流，也成温盐环流。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。6.4海洋环流大洋环流形成的根本原因：风应力、热通量、淡水通量3233风应力分布

海洋表层环流（风生环流）黑潮（日本暖流）：得名于其较其他正常海水的颜色深，这是由于黑潮内所含的杂质和营养盐较少，阳光穿透过水的表面后，较少被反射回水面34亚洲的北海道渔场，欧洲的北海渔场，北美洲的纽芬兰渔场都是寒暖流交汇形成的。只有南美洲的秘鲁渔场，是由于秘鲁沿海盛行上升补偿流，将深海的营养盐类带到表层，促使浮游生物大量繁殖生长，为鱼类提供了充足的饵料，因而形成世界级的大渔场。35秘鲁渔场的成因示意图翻3637

为何秘鲁沿岸有上翻海水？

埃克曼输送Deepoceancurrents温盐环流（热盐环流）38海洋环流对气候的影响1）海洋环流的热量输送经向输送：约占总经向输送的33%纬向和垂直方向输送2）海洋环流的水份输送各大洋间的水份交换(mm/a)P90表4.5大洋降水量蒸发量大陆边缘地区的径流与临近大洋交换的水量大西洋印度洋太平洋北冰洋78010101210240104013801140120－200－70－60－230－60－300130350393）海洋环流对气温的影响

调节了低纬和高纬的温差经度(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22161974841472536582541大陆和大洋上赤道至北极圈气温差(ºC)的比较

引起东、西岸的气温差异4）海洋环流对降水的影响暖流沿岸多降水；冷洋流沿岸多雾，层结稳定以墨西哥湾暖流为例，“湾流”每年供给北欧海岸的能量，使得欧洲的西部和北部的平均温度比其它同纬度地区高出16～20℃，甚至北极圈内的海港冬季也不结冰。406.5海-气能量交换3）海-气界面的物质交换过程

蒸发与降水

海盐交换CO2和O2的交换6.5.1海-气能量转换的物理过程1）海-气界面能量交换

辐射感热潜热2）海-气动量交换

大气运动给海面以应力向海面输送水平动量

一部分形成风浪、一部分形成洋流的动能

412）海-气界面能量交换（热量）海洋是大气的主要能源供应地，同时潜热大于感热；冬季海洋向大气的能量输送大于夏季.1）

海-气界面能量交换（辐射）海-气界面辐射平衡方程为海面与下层海水通过水分子传输的热通量。421月份短波辐射1月份长波辐射1月份潜热通量1月份感热通量气候平均值437月份短波辐射7月份长波辐射7月份潜热通量7月份感热通量气候平均值446.6热带海洋对气候的影响全球海表面年平均温度（单位：℃，等值线间隔：3℃）456.6.1气候平均态SST太平洋海温西高东低的原因？1）秘鲁寒流沿着大陆两侧北上，其中一部分在赤道附近变成南赤道海流后向西移动2）沿低纬海域由东向西吹的信风使赤道附近的暖水积蓄在太平洋西侧，通常称为暖池3）相随于信风沿赤道吹东风，太平洋东侧下层冷海水涌升到海表面46暖池

热带西太平洋是全球海温最高的海域，常年维持着28℃以上的高温，全球大约90%的暖海水集中在这里，故称西太平洋暖池（WesternPacificWarmPool）

该区海温异常制约着亚太区域乃至全球的气候变化，是大气热量主要供应地。由于太阳辐射、热量交换、自东向西信风吹送等的作用，大量暖水逐渐积蓄在暖池区，致使该区海表面温度比东太平洋高出3℃～9℃。47486.6.1气候平均态Pr4950研究历史Walker(1923,1924)discoveredtheSouthernOscillation(SO):AseesawinSLPbetweentheWesternandEasternHemispheresWalker’sSOPresentedbyBerlage(1957):CorrelationofglobalSLPwithSLPatDjakarta,Indonesia

EasternPacificIndian&WesternPacificThepatterniscenteredintheSouthernHemisphere;ThisiswhyWalkercalleditSO.Bjerknes(1969)namedthe“WalkerCirculation”sinceitispartofthemechanismofWalker’sSouthernOscillation(SO)BjerknesalsorecognizedthatthegradientofSSTalongtheequatoristhecauseoftheWalkerCirculationPacificAtlanticIndianWarmWaterColdWaterLowSLPHighSLPWalker’sSOBjerknes(1969)recognizedthatElNiñoistheproductofinteractionbetweentheoceanandatmosphere:Apositiveocean-atmospherefeedback.SSTWalkerCellSurfaceWindAnomalyTime

Forthecoupledsystemtooscillate,anegativefeedbackisneeded.Duringthattime,Bjerknesdidnotknowwhatcausesaturnaboutfrom

awarmphasetoacoldphase.BjerknesMechanismWeakertradewinds---strongerwestwindanomaliesWeakerupwelling---deeperthermoclinedepthStrongerconvectionStrongerwesterlywindWarmerSSTAAftertheseminalworkofBjerknes(1969),scientistsrecognizethatElNiñoandtheSouthernOscillationaresimplyaspectsofthesamecoupledocean-atmospheremode.Theyaretwosidesofthesamecoin.

Then,scientistsstudytheElNiñoandtheSouthernOscillationtogetherinwhatwenowcall“ENSO”.ElNiño:OceanicWarmSSTSouthernOscillation:AtmosphericSLPSeesawElNiñoshouldbecreditedwitharrangingasuccessfulmergerofmeteorologyandoceanography,twotraditionallyseparateandindependentfields.AcoldphaseofENSOwasrecentlynamedLaNiña(Philander1990).美国哥伦比亚大学教授，开发了简单海气耦合模式，是第一个用于ＥＮＳＯ预测的动力模式，成功预报了１９８６／８７和１９９１／９２ElNino事件，但对1994,1997,2002三次ElNino事件预测不成功．

ENSO事件的定义厄尔尼诺（ElNino

）是指赤道中、东太平洋每隔几年发生的大规模表层海水持续半年以上异常偏暖的现象。拉尼娜（LaNina）或Anti-ElNino

是指赤道中、东太平洋表层海水大规模持续半年以上异常偏冷的现象。图3.3.3厄尔尼诺（或拉尼娜）事件的定义标准：通常以监测海区的月平均海表温度距平（SSTA）来确定，当SSTA大于或等于0.5°C（或小于等于－0.5°C），且持续时间长度达到两个季度以上，定义一次厄尔尼诺（拉尼娜）事件。南方涛动（SouthernOscillation）是指在ElNino年份,出现的南太平洋高压和印度尼西亚-澳大利亚低压同时减弱甚至相反的情况,即两地区海平面气压之间出现“跷跷板”式的反相关变化的现象。(塔希堤岛与达尔文的SLP差值)60年代中期，Bjerknes的一系列经典之作推进了大气与海洋相互作用的研究，他提出ElNino和SO事实上是热带太平洋大尺度海气相互作用同一现象的两个方面。他们都是热带海洋和大气交互作用的结果,通常合称为ENSO。由于ENSO的周期性，这种冷暖位相(Elnino和Lanina)之间振荡被称为ENSO循环。63ElNiño现象发生时间:冬季（或称“强盛期”）周期:平均3-4年或2-7年一个循环,

持续时间约12-18个月64LaNiña现象“拉尼娜”，或称“反厄尔尼诺”、“反圣婴”65SOI

=

海平面气压差（塔希提—达尔文）南方涛动(跷跷板)

(SouthernOscillation

)66达尔文岛（红色）和塔希提岛（绿色）海平面气压距平的演变南方涛动指数（SOI）：塔希提（Tahiti）岛与达尔文（Darwin）岛之间的气压差。

67南方涛动特征指数

(SouthernOscillationIndex,SOI)

19世纪初由英国气象学家沃克(GilbertWalker)发现定义：塔希提与达尔文两地的海平面气压差距平值）ElNino现象和SOI的负值有关LaNina现象和SOI的正值有关686970717260年代中期，Bjerknes的一系列经典之作推进了大气与海洋相互作用的研究，他提出ElNino和SO事实上是热带太平洋大尺度海气相互作用同一现象的两个方面。他们都是热带海洋和大气交互作用的结果,通常合称为ENSO。上图：NINO3区海温与其他海区海温的相关分布图中图：雅加达表面气压与其他区域的相关分布图下图：南方涛动指数（兰线）与赤道中太平洋海面温度异常（红色）时间序列73/psd/enso/mei/Thesesixvariablesare:sea-levelpressure(P),zonal(U)andmeridional(V)componentsofthesurfacewind,seasurfacetemperature(S),surfaceairtemperature(A),andtotalcloudinessfractionofthesky(C).74沃克环流图753）沃克环流赤道东太平洋下沉，西太平洋上升，地面为偏东风，高层为西风的纬向垂直环流称为沃克环流(WalkerCirculation)。1960年雅各布皮叶克尼斯(JacobBjerknes)发现赤道洋面的纬向垂直环流圈767778LaNiñaConditionsNormalPacificpatternElNiñoConditionsENSO的特点1）沿着赤道，东太平洋斜温层加深，西太平洋斜温层变浅。(Elnino)2）自东太平洋开始逐渐向西，出现正海表面温度距平，到达冬季为最强。3）ENSO开始时，在东太平洋正的海表面温度距平的增强，减弱了沃克环流在此的下沉支，而西太平洋与之相反。79ElNiño事件的框图80twotypesofENSO81So,thereexistsatleasttwotypesofwarmeventsinthetropicalPacific:onewithitswarmcenterlocatedintheeastequatorial

PacificneartheSouthAmericacoast,anotherinthecentralequatorialPacific.SomepreviousstudiescalledthesecondwarmeventdatelineElNiño(LarkinandHarrison,2005),

ElNiñomodoki(Ashoketal.2007),centralPacificElNiño(KuoandYu,2008),warmpoolElNiño(KugandJin,2008).ENSOModoki概念的提出FromAshoketal.(2007)FromAshoketal.(2007)两类ENSO示意图3.厄尔尼诺事件的发生发展及监测

1、厄尔尼诺事件的发生发展过程

美国气象学家Rasmussen和Carpenter根据1949年以后的7次厄尔尼诺事件的发生发展过程给出了一个综合图像。由图3.3.1可见，1982-1983年的厄尔尼诺与前六次的发生发展过程有很大的不同。在前六次的发生发展过程中，在时间上是基本一致的。整个过程大体分为四个阶段：前期阶段、爆发阶段、鼎盛阶段和过渡阶段。

图3.3.1厄尔尼诺年海表温度距平

据观测,ElNino/LaNina事件一般始于4～6月(春季),并于夏秋季得到发展,在12～2月(冬季)Nino3.4区指数处于极大值(ElNino)或极小值(LaNina),即处于成熟期或盛期,次年春季赤道中东太平洋海温渐趋正常,ElNino/LaNina现象逐渐减弱.但也有秋冬开始增暖型的ElNino.每次ElNino/LaNina事件持续的时间可以有很大不同,一般持续12～18个月,但短的只有6个月.Niño3.4SSTAnomalyPhaselocking1950－1976年合成的典型厄尔尼诺演变（Rasmussen和Carpenter，1982）前兆阶段异常发展阶段成熟阶段恢复常态阶段（Walker环流上升支东移至140-180E,信风减弱，ITCZ南移、赤道东部温跃层加深等）（上述异常进一步发展，暖SSTA西扩等）（信风更弱，ITCZ更南移，Hadley环流加强等）（180E以东的各种异常现象逐渐减弱，且减弱方式与发展阶段相似，海温负距平和强信风再东南太平洋出现等）1982－1983年厄尔尼诺事件后，TOGA计划开始实施，是一个为期10年（1985－1994年）是世界气象组织实施的世界气候研究计划（WCRP）的一个子计划。其任务之一就是发展建立一个热带太平洋观测系统，对发生于热带太平洋的厄尔尼诺进行实时监测。ENSO观测系统固定浮标（红色）沿海海表观测站（黄色）海表漂移浮标（粉红色箭头）志愿观测船（蓝色）

2.厄尔尼诺（或拉尼娜）事件的监测

图3.3.3厄尔尼诺（或拉尼娜）事件的定义标准：通常以监测海区的月平均海表温度距平（SSTA）来确定，当SSTA大于或等于0.5°C（或小于等于－0.5°C），且持续时间长度达到两个季度以上，定义一次厄尔尼诺（拉尼娜）事件。ElNiño的定量方法91美国气候预测中心（CPC）把赤道中、东太平洋海域划分为以下几个海区，由于Niño1区和Niño2区范围较小，所以一贯合成一个区称为Niño1+2区（0~10ºS，90~80ºW）。Niño3.4区是后来增加的一个新区。这是因为在实际工作中，人们发现用Niño3区与Niño4区的平均比较有代表性。但是用两个区跨越的经度范围又过大。因此，取乎其中。

ENSO关键海区示意图如图所示：蓝色方框为Niño1区，绿色方框为Niño2区，红色方框为Niño3区，黑色方框为Niño4区，褐色方框为NiñoC区4C213Nino1区(5°S～10°S,90°W～80°W)Nino2区(0°～5°S,90°W～80°W)Nino3区(5°S～5°N,150°W～90°W)Nino4区(5°S～5°N,160°E～150°W)Nino3.4区(5°S～5°N,170°W～120°W)NinoC区(0°～10°S,180°～90°W)ENSOIndicesWangetal.(1999a)Nino3.4

Nino3.4区指数2.历史上发生的厄尔尼诺现象及拉尼娜现象

①历史上发生的厄尔尼诺现象

Hanilton和Garcia（1986）根据出现的大水和有破坏性洪水作为判断“主要”厄尔尼诺现象发生的年代，其结论是：1541、1578、1614、1652、1701、1720、1728、1747、1763、1770、1791、1804、和1928年。

Quinn等人（1978）利用南方涛动资料确定了1841-1972年期间的“强”厄尔尼诺现象发生的年代，其顺序为：1845、1864、1877、1878、1884、1891、1899、1911、1918、1925、1926、1941、1957、1958、和1972年。王绍武（1985）根据南美西岸、赤道中太平洋的降水资料，还有南美沿岸、赤道东太平洋的海温，西太平洋和印度洋的干旱状况以及南方涛动资料等多项综合数据，详尽地研究了1860-1979年期间发生的厄尔尼诺现象，其具体年代为：1862、1864、1868、1871、1877-1878、1880-1881、1884、1887-1888、1891、1896、1899-1900、1902、1904-1905、1911-1912、1914、1918-1919、1923、1925-1926、1930、1935、1939-1940、1941、1944、1951、1953、1957-1958、1963、1965、1969、1972和1976年。

类似上述对历史上厄尔尼诺现象发生年代的考证和确认工作还有一些。但是，由于不同作者的考证方法、依据和确定标准的不同，年代确认的结果可能存在很大差异。但近半个世纪以来，由于观测手段的不断提高、大气和海洋要素观测精度的逐步改进，特别是由于人们对厄尔尼诺的发生机制和物理过程认识的深化，对厄尔尼诺现象发生时间的确定基本趋于统一，其年份是：1951、1953、1957-1958、1963、1965、1969、1972-1973、1976、1982-1983、1986-1987、1991-1992、1993、1994-1995、1997-1998，2002-2003，2004-2005,2006-2007年。

②近50年以来所发生的拉尼娜现象

由拉尼娜现象导致的气候异常和灾害程度在一般情况下较由厄尔尼诺现象要差得多。因此，过去人们更多的是多厄尔尼诺现象的关注，往往忽略了拉尼娜现象的客观存在。当人们对厄尔尼诺的认识不断加深后，也开始对与这一现象相反的时间—拉尼娜事件的了解、认识和研究产生浓厚的兴趣。但是，从可考史料可知，以前对拉尼娜现象的发生及其影响的记载甚少。近50年以来，由于大气和海洋观测数据特别是海水温度资料的增多，为对这一现象发生的监测和研究提供了更好的条件。根据资料分析，自1950年以来所出现的拉尼娜事件的年份为：1954-1956、1970-1971、1974-1976、1984-1985、1988-1989、1995-1996和1998-2000,2007-2008,2008-2009年。

20011985198719881989199519961997199819992000198619901991199219931994198520012002SSTAClimateDataRecordYearlySSTASeasurfacetemperature1950～2001年的ElNino年和LaNina年

爆发与结束时间长度最高SSTA(℃)SSTA最高月SSTA强度综合强度爆发类型暖事件

1951.06－1952.0181.011WWE1953.04－1953.1180.99VWWE1957.04－1958.07161.41SME1963.70－1964.0170.810WWE1965.05－1966.03111.312MME1968.10－1970.01161.15MMC1972.04－1973.02111.912SSE1976.07－1977.0170.910WWE1979.09－1980.0260.99VWVWE1982.05－1983.09172.512VSVSC1986.09－1988.01171.69VSVSC1991.05－1992.07151.44SSC1993.03－1993.1191.15WMC1994.09－1995.0261.212WWC1997.04－1998.05142.812VSVSEELNino事件分类一览表注：VS—很强，对暖（冷）事件强度指数≥18.0℃（≤－16℃）；VW—很弱，对暖（冷）事件，强度指数≤-4.5℃（≥-3.5℃）；S—强，对暖（冷）事件强度指数为17.9—14.0℃（－15.9～－12.0℃）；M—中等，对暖（冷）事件强度指数为13.9～7.0℃（－11.9～－6.0℃）；W—弱，对暖（冷）事件强度指数为6.9～4.6℃（－5.9～－3.6℃）；E—东太平洋爆发型；C—中太平洋爆发型。

爆发与结束时间长度最高SSTA(℃)SSTA最高月SSTA强度综合强度爆发类型冷事件1954.04－1956.0425-1.711VSVSE1956.07－1956.126-0.79VWWC1964.03－1965.0111-1.112MWE1967.08－1968.0510-0.72WVWE1970.06－1971.1219-1.412SSE1973.06－1974.0512-1.412MSE1974.09－1976.0319-1.512SVSC1984.10－1985.1013-0.912MWE1988.04－1989.0514-1.612SSE1995.09－1996.048-0.511VWVWE1998.10－2000.0318-1.31SSCLaNina事件分类一览表6.6.3ENSO对气候的影响一类，直接的影响：热带地区—印度尼西亚、澳大利亚、印度、巴西、秘鲁、智利、厄瓜多尔等；二类，遥相关（遥响应）：印度、巴西、中国等。海气相互作用(ENSO)对远处的气候及气候异常产生影响的现象.遥相关型有EPA型、PNA型等。同一地区的气候变化对不同ENSO过程的响应不同；不同地区的气候变化对同一次ENSO的响应不同。三类，几乎没有影响：美国、日本等106107ElNiño108LaNiña109强厄尔尼诺年(1982/1983、1986/1987、1987/1988、1991/1992和1997/1998年)冬季500hPa位势高度距平的合成分布（单位：gpm；阴影区通过0.1的显著性水平检验）观测模拟强厄尔尼诺年(1982/1983、1986/1987、1987/1988、1991/1992和1997/1998年)冬季200hPa位势高度距平的合成分布（单位：gpm；阴影区通过0.1的显著性水平检验）模拟观测PNA遥相关112Apositivethermodynamicair-seafeedbackmechanism

Wangetal.2000ElNinoheatingatmosphericRossbywaveresponsecoldSSTAinWNPanomalousACEAM1132）ENSO事件对我国短期气候的可能影响

东北夏季低温我国东部地区的夏季降水异常西太平洋副高强度和西伸强度的年际变化西太平洋台风活动114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。等级>3的月份数19等级>3的月份数10115厄尔尼诺与江淮流域夏季旱涝（1950-1991年）厄尔尼诺年1953195719581963196519691972正常涝旱涝涝涝涝197619821983198619871991正常涝特涝旱涝特涝厄尔尼诺次年1954195819591964196619701973特涝旱特旱正常特旱正常涝197719831984198719881992正常特涝正常涝旱旱在厄尔尼诺事件当年夏季江淮流域发生洪涝的较多，而在厄尔尼诺的次年洪涝较少发生。116117ElNino发展年JJA降水距平ElNino衰亡年JJA降水距平ENSO与中国夏季气候异常：西太平洋和南海台风的数目，以及登陆中国大陆的台风数，都是在ElNino年偏少而在LaNina年偏多；在ElNino年夏季，中国东北气温往往偏低，而在LaNina年夏季，中国东北气温多偏高；ElNino年华北汛期降水量容易偏少,江淮流域降水偏多,LaNina年华北汛期降水量容易偏多,江淮流域降水偏少。Elnino盛期：东亚偏南风异常冬季风减弱ENSO与异常东亚冬季风相互作用过程西太平洋副高强度和西伸强度的年际变化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。120ENSO与西太平洋台风活动的联系

台风是发生在热带海洋上的一种猛烈的灾害性天气系统。它生成的必要条件之一是在海温超过26.5℃的洋面上。所以，西北太平洋广阔的暖池区成为全球热带气旋发生频数最高、强度最大的海区。显然，在厄尔尼诺年，西北太平洋海温变冷，必然会抑制台风的发生和发展。而在拉尼娜年，西北太平洋海温增暖，必将促进台风的发生和发展。

121(a)Warm(b)Cold(WangandChan,2002)(Li,2012)热带气旋生成122(a)Elnino(b)Lanina平均值最多值最少值厄尔尼诺年6.794正常年8.0125拉尼娜年9.312540年平均8.0厄尔尼诺与登陆中国台风个数（1950－1989年）平均值最多值最少值厄尔尼诺26.13320正常年28.13522拉尼娜30.5402340年平均28.2厄尔尼诺与台风发生总数（1950－1989年）热带气旋路径124(a)Elnino(b