气候形成的环流因子

气候形成的环流因子包括大气环流和洋流，两者之间既有区别又有密切关联。本节内容阐明了海气之间相互作用与环流，论述了环流在热量交换和水分循环中的作用，并以厄尔尼诺事件为例说明了环流变异导致的气候变异。

一、海气相互作用与环流

海洋与大气之间通过一定的物理过程发生相互作用，组成一个复杂的耦合系统。海洋对大气的主要作用在于给大气提供热量和水汽，为大气运动提供能源；大气通过向下的动量输送，从而产生风生洋流和海水的上下翻涌运动。两者在环流的形成、分布和变化上共同影响着全球的气候。

海洋占地球表面积的70.8%，海水的比热是4186.8J／（kg·K），约为空气比热［718J／（kg·K）］的6倍，全球10m深的海洋水的总质量就相当于整个大气圈的质量。到达地表的太阳辐射能量约有80%为海洋所吸收，其中85%左右的热能储存在海洋表层（表面至约100m深处），这部分能量再以长波辐射、蒸发潜热、湍流显热的传送方式输送给大气。这种热量的输送不仅影响大气的温度分布，还驱使了大气的运动，在大气环流的形成和变化中有极为重要的作用。由此可见，海洋是大气环流运转的能量和水汽供应的最主要源地和储存库。

此外，海洋还是CO2循环中CO2的巨大贮存库，它通过调节大气中的CO2含量来影响气温和环流。

海洋是从大气圈的下层向大气输送热量和水汽，而大气运动所产生的风应力则向海洋上层输送动量，使海水发生流动，形成“风生洋流”，亦称“风海流”。由图3-5可见，世界洋流分布与地面风向分布密切相关。

图3-5　世界洋流及水温距平的分布

1.湾流；2.北大西洋漂流；3.东格陵兰洋流；4.西格陵兰洋流；5.拉布拉多洋流；6.加那利洋流；7.北赤道洋流；8.加勒比洋流；9.安的列斯洋流；10.南赤道洋流；11.巴西洋流；12.福克兰洋流；13.西风漂流；14.本格拉洋流；15.几内亚洋流；16.西南和东北季风漂流；17.南赤道洋流；18.赤道逆流；19.莫桑比克洋流；20.厄加勒斯洋流；21.西澳大利亚洋流；22.黑潮洋流；23.北太平洋漂流；24.加利福尼亚洋流；25.北赤道洋流；26.赤道逆流；27.阿拉斯加洋流；28.堪察加洋流；29.南赤道洋流；30.东澳大利亚洋流；31.秘鲁洋流；32.赤道逆流

在热带、副热带海洋，北半球洋流基本上是围绕副热带高压作顺时针向流动，在南半球则为反时针向流动。由图3-5可见，由于信风的推动作用，在赤道具有由东向西的洋流，在北半球称北赤道洋流，在南半球称南赤道洋流。为维持海水的连续，在南北赤道洋流间自然就发展成一种补偿洋流，方向与赤道洋流相反，由西向东流，称为赤道逆流。

在副热带高压西侧，具有流向中高纬度方向的洋流。由于海水来自低纬地区，其温度比流经地区的水温高，所以是暖流。如大西洋中的湾流水温就很高，势力也很强，它不仅有北赤道洋流的水流汇入墨西哥湾，而且还有一部分南赤道洋流注入，然后流出佛罗里达海峡，沿美国东岸北流。这支暖洋流流量大，对沿岸气候影响特别显著。与此相对应，在北太平洋西部有黑潮暖流，在南太平洋有东澳大利亚暖流，在南印度洋有莫桑比克暖流，在南大西洋有巴西暖流。

副热带高压北侧盛行西风，而上述暖流在副高西侧向极地方向流到纬度40°附近时，往往受西风影响而折向东流，遇到大陆，则分向南北流动，在北半球向南的一支沿副高东侧南流，由于该洋流是从高纬向赤道方向流动，其温度比流经地方的水温低，所以是冷流。例如，北大西洋沿北非西岸的加那利冷流、北太平洋沿美国西岸的加利福尼亚冷流、南太平洋的秘鲁冷流。

在纬度40°以上的洋面，洋流绕着副极地低压流动，这在北半球表现最为显著。例如，北大西洋的湾流受冰岛低压东南部西南风的影响，有一支长驱向东北方向流动的洋流，称为北大西洋暖流，沿欧洲海岸伸入到巴伦支海。在冰岛低压的西部盛行北风和西北风，形成格陵兰冷流和拉布拉多冷流。这些冷流来自北冰洋，携有冰块和巨大的冰山，当它与湾流相遇时，由于冷流密度大，它就潜入湾流之下。

北太平洋副极地低压中心位于阿留申群岛附近，环绕此低压也有类似北大西洋的逆时针向洋流。在北美西岸有阿拉斯加暖流，在亚洲东岸有堪察加冷流。不过由于阿留申低压较冰岛低压弱，再加上北太平洋的地形与北大西洋不同，所以这里的东西岸洋流强度比较弱。

南半球中高纬度洋面开阔，因此在此西风漂流很强，水温也较低。

印度洋盛行季风，洋流也随季节的改变而发生改变。在北半球的冬季，印度洋中盛行东北季风，因此在阿拉伯海具有西向洋流，称东北季风洋流；在北半球的夏季，因西南季风盛行，所以洋流方向转为西南向，称西南季风洋流。

综上所述，海洋提供给大气大量的潜热和显热，是大气运动的能源，它使得大气环流得以形成和维持。而大气环流又推动着海水流动从而产生风生洋流。但值得注意的是，由于洋流的流向除了受风力作用外，还要受地转偏向力和海水摩擦力的作用，因此洋流的流向并不完全和风向一致，在北半球向右偏，南半球要向左偏，且洋流的流速远比风速小。从铅直方向而言，洋流的速度以海洋表面为最大，由于摩擦力的影响，越向下层流速越小，至一定深度减弱为零。

由于海洋不是无界的，风场也是不均匀的，风生洋流就会产生海水质量的辐合和辐散，特别是在海岸附近，由于侧边界的作用，这种作用就更为明显。例如在热带、副热带大陆西岸，因离岸风的作用，把表层海水吹流而去，造成海水质量的辐散，这必然引起深层海水上翻（upwelling），而深层海水水温比表层水温低，因此在上翻区的海水水温就要比同纬度的海洋表面的平均水温低。相反，如果风向改变，海水质量在此辐合，就会引起海水下翻（downwelling），海面水温将显著增高，厄尔尼诺事件就与此有密切关系。

在暖海水表面一般是水温高于它上面的气温，海面向空气提供的显热和潜热都比较多，它不仅使空气增温，还使得气层处于不稳定状态，有利于云和降水的形成。热带气旋大都源于低纬度暖洋流表面就是这个原因。在冷洋流表面，由于空气层结稳定，有利于雾的形成而不易产生降水，因此在低纬度大陆西岸往往形成多雾沙漠。

二、环流与热量输送

大气环流和洋流对气候系统中热量的重新分配起着重要作用，它一方面将低纬度的热量传送到高纬度，调节了赤道与两极间的温度差异；另一方面又因大气环流的方向有由海向陆和由陆向海的差异以及洋流冷暖的不同，使得同一纬度带上大陆东西岸气温产生明显的差别，从而破坏了天文气候的地带性分布。

（一）赤道与极地间的热量输送

在地球南北纬35°之间，地球-大气系统的辐射热量有盈余，在高纬度则相反有亏损。但实际情况却没有发生热带逐年增热、极地逐年变冷的情况，这说明必然有热量从低纬度向高纬度的传输，而这种传输正是通过大气环流和洋流来调节的。

图3-6　地-气系统中每年经向的平均净能量通量、大气湿热能量通量、大气潜热通量和海洋流热通量（Sellers，1965）

由赤道到极地的热量传输随纬度和季节而异。就年平均而论，热赤道在5°N左右，其中显热的传输即从该热赤道分别向南北输送。从图3-6中的曲线看，其输送在纬度分布上有两个高点：一个在20°附近，另一个在50°～60°之间；在高度分布上也有两个高点：一个在近地面层，另一个在200hPa等压面上。潜热输送几乎全部在近地面2～3km的大气底层，在回归线附近潜热分别向高、低纬度输送。其中向高纬度输送的潜热通量在40°附近达到最高，向低纬度输送的潜热通量在10°附近为另一高峰。由南回归线向北输送的潜热可跨越赤道直至5°N附近。洋流热通量从2°N左右的洋面分别向南北输送，在南北纬度20°附近达最高峰。综合以上各种热通量的输送，从年平均来讲，以纬度40°附近为最大。从季节来讲，冬季高低纬度间温度差异最大、环流最强，由低纬向高纬输送的热量也最大；夏季南北温差小，热量的传送强度也较小。

从大气环流输送形式来讲，有平均经圈环流输送和大型涡旋输送两种。在显热输送上，两者为同一量级。潜热的经向输送在30°～70°N地带，以大型涡旋输送为主，平均经圈环流次之，但在低纬度则基本由信风与反信风的常定输送来完成。

大型涡旋是指移动性气旋、反气旋、槽和脊等。气旋移动的方向一般具有向北的分速度，且在气旋的前部（或反气旋的后部）常有暖平流，槽前（或脊后）也常有暖平流，所以能把热量由低纬度输送到高纬度。反气旋的移动方向一般具有向南的分速度，且在反气旋的前部（或气旋的后部）常有冷平流，脊前（或槽后）也常有冷平流，它们把冷空气从高纬度输送到低纬度，这是调节高低纬度间热量的一个重要途径。

据最新估计，在环流的经向热量输送中，洋流的作用占33%，大气环流的作用占67%。在赤道至纬度30°（即低纬度地带）洋流的输送超过大气环流的输送。在30°N以北，大气环流的输送超过了洋流的输送。海洋-大气之间的这种“接力式”的经向热量输送是维持高低纬度能量平衡的主要机制。由于环流的作用调节了高低纬度间的温度，表3-6列出了各纬圈上辐射差额温度与实际温度的比较。

表3-6　各纬度上辐射差额温度与实际温度的比较

从表3-6可见，由于环流经向输送热量的结果，低纬度降低了2～13℃，中高纬度却升高了6～23℃。据最新资料，赤道实测温度比辐射差额温度降低了14℃，而极地则提高了25℃，因此大气环流和洋流在缓和赤道与极地间南北温差上，确实起了巨大的作用。这种作用在海洋表面上比大陆上更为显著（表3-7），尤其是冬季在北大西洋（经度0°线）上因暖洋流强度大，赤道至北极圈的气温差别只有22℃，比欧亚大陆（经度130°E线）上要小得多。

表3-7　大陆和大洋上赤道至北极圈气温（℃）的差别

（二）海陆间的热量传输

大气环流和洋流对海陆间的热量传输有明显作用。冬季海洋是热源，大陆是冷源，在中高纬度盛行西风，由于大陆西岸是迎风海岸，又有暖洋流经过，故环流由海洋向大陆输送的热量较多，提高了大陆西岸的气温。从图3-5可见，北大西洋和北太平洋东岸（大陆西岸）暖洋流水温正距平均在5℃以上，特别是北大西洋暖流势力最强；又由于北大西洋洋盆的有利形状，使得这支暖洋流流经冰岛、挪威的北角，一部分能远达巴伦支海，在盛行西到西南风的作用下，使西北欧的气温特别暖和。从1月海平面等温线图上可以明显地看出，这里的等温线向极地凸出，并几乎与海岸线平行，越靠近大西洋海岸气温越高，越向内陆，气温则越低，到东西伯利亚维尔霍扬斯克附近，1月平均气温降到-50℃，成为世界“寒极”，鄂霍次克海海面因位于亚欧大陆东侧，受西来大陆冷空气的影响，温度非常低，成为世界“冰窖”，北美大陆也有类似的西岸暖、东岸冷的现象，但海陆温差不如亚欧大陆那样突出。

夏季与冬季情况相反，大陆是热源，海洋是冷源，这时大陆上热气团在大陆气流作用下向海洋输送热量。从7月海平面等温线图上可见，在热带、副热带大陆上气温最高，在大陆热风影响下，红海海面气温显得特别高（大于32℃）。这时大陆通过大气环流向海洋输送热量，但输送值远比冬季海洋向大陆的输送量小。夏季在迎风海岸气温稍低，在冷洋流海岸因吹离岸风，仅贴近海边的地区受海洋上翻水温的影响，气温比大陆内部要低得多。

这种海陆间的热量交换是造成同一纬度带上的大陆东西两岸和大陆内部气温有显著差异的重要原因。

三、环流与水分循环

水分循环的过程是通过蒸发、大气中的水分输送、降水和径流（含地表径流和地下径流）四者来实现的。如图3-7所示，由于太阳能的输入，从海洋表面蒸发到空气中的水汽，被气流输送到大陆上空，通过一定的物理过程凝结成云而降雨。地面的雨水又通过地表江河和渗透到地下的水流，再回到海洋，就是水分的外循环（又称大循环），也就是海陆之间的水分交换。水分从海洋表面蒸发，被气流带至空中凝结，然后以降水形式回落海中，以及水分从陆地表面的水体、湿土蒸发及植物蒸腾到空中凝结，再降落到陆地表面，这就是水分内循环（又称小循环）。无论是在水分外循环或是水分内循环中，大气环流都在其中起着重要作用。

图3-7　全球水分循环示意图

就全球而论，水分循环各个分量的估计值如下：全球平均年降水量为1040mm，以此值为100个单位，由海洋蒸发的水汽相当于86个单位，降回到海洋的降水量约为80个单位，海洋蒸发的水汽有6个单位由大气径流输送到大陆上空，陆地表面从河流湖泊、潮湿土壤和植物等蒸发、蒸腾出来的水汽约14个单位，降落到陆地的降水约有20个单位，多出的6个单位由地表和地下径流流到海洋，以保持各自的水分平衡。全球约有97.2%的水量储存在世界大洋之中，其次冰原、冰川和海冰约占2.15%，地下水占0.62%，大气圈中水分极少，仅占0.001%。

据长期观测，地球上的总水量是不变的，B.N.维尔纳茨基认为，甚至在地球整个地质历史时期的总水量也是不变的，因而水分的收入与支出是平衡的，这就称作地球上的水量平衡。

水量平衡是水分循环过程的结果，而水分循环又必须通过大气环流来实现。根据水分循环中的三个分量：蒸发、降水和大气中的水分输送（大气径流）的平均经向分布（图3-8）可说明大气环流与它们之间的关系。

首先是蒸发，在水源充足的条件下（如海洋），蒸发的快慢和蒸发量的多寡都要受环流方向和速度的影响。海洋上年平均蒸发量最高峰出现在15°～20°N和10°～20°S的信风带，这里是风向和风速都很稳定的地带。信风又来自副热带高压，最有利于海水的蒸发，而赤道低压带因风速小，海面蒸发量也较小。

图3-8　年平均降水量（a）、年蒸发量（b）和水汽的经向输送（c）随纬度的分布

云和降水的形成以及降水量的大小与大气环流的形势更是息息相关，图3-8（a）显示，世界降水的纬度带分布有两个高峰：一个在赤道低压带，因为这里有辐合上升气流，能产生大量的对流雨；另一个在中纬度西风带，这里处于冷暖气团交绥的锋带上，气旋活动频繁，降水量因此也较多，是次于赤道的第二个多雨带。在这两个高峰之间，是副热带高压带，盛行下沉气流，因此虽然是在海洋表面，降水也很稀少。将图3-8（b）中全球年平均蒸发量曲线与（a）图年平均降水曲线相重叠，可见在13°～37°N地带及7°～40°S地带蒸发量大于降水量，水汽有盈余，在赤道带和中、高纬度降水量大于蒸发量，水汽有亏损，因此要达到水分平衡，则需通过大气径流将水汽从盈余的地区输送到水汽亏损的地区。从图3-8（c）中可以看出，以副热带高压为中心，大气径流通过信风和盛行西南风（北半球）将水汽分别向南和向北作经向的输送。

四、环流变异与气候

如上所述，环流因子在气候形成中起着重要作用。当环流形势在某些年份出现异常变化时，就会直接影响某些时期的天气和气候，出现异常。近年来频繁出现的厄尔尼诺／南方涛动（ENSO）就是一个显著的实例。

“厄尔尼诺”一词源于西班牙文“ElNino”，原意是“圣婴”，最初用来表示在有些年份的圣诞节前后，沿南美秘鲁和厄瓜多尔附近太平洋海岸出现的一支暖洋流，后来科学上用此词表示在南美西海岸（秘鲁和厄瓜多尔附近）延伸至赤道东太平洋向西至日界线（180°）附近的海面温度异常增暖现象。

此区域常年盛行东向信风，在平均风速下，沿赤道太平洋海洋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海温分布相适应。但是在东风异常加强的情况下，赤道表面东风应力会把表层暖水向西太平洋输送，在西太平洋堆积，因此那里的海平面就不断抬升，积累大量位能，从而斜温层加深。而东太平洋在离岸风的作用下，表层海水产生强的离岸漂流，造成这里持续的海水质量辐散，海平面降低，次层冷海水上翻，导致这里成为更冷的冷水带。此冷水带有丰富的营养盐分，使得浮游生物大量繁殖，为鱼类提供充足的饵料，鱼类又为鸟类提供丰盛的食物，所以这里鸟类甚多，鸟粪堆积甚厚，成为当地一项重要资源。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。可是每隔数年，东向信风发生张弛（即减弱），此处的冷水上翻现象消失，并使西太平洋原先积累的位能释放，表层暖水向东回流，导致赤道东太平洋海平面升高，海面水温增暖，秘鲁、厄瓜多尔沿岸由冷洋流转变为暖洋流，海水温度出现正距平，下层海水中的无机盐类不再涌向海面，导致当地的浮游生物和鱼类大量死亡，大批鸟类也因饥饿而死，从而形成一种严重灾害。与此同时，原来的干旱气候突然转变为多雨气候，甚至造成洪水泛滥，这就是厄尔尼诺事件。

与厄尔尼诺事件密切相关的环流还有南方涛动（Southern Oscillation，简称SO）、沃克环流^[1]（Walker）和哈德莱环流（Hadley）。南方涛动是指南太平洋副热带高压与印度洋赤道低压这两大活动中心之间气压变化的负相关关系，即南太平洋副热带高压比常年增高（降低）时，印度洋赤道低压就比常年降低（增高），两者气压变化有“跷跷板”现象，称之为涛动。为了定量地表示涛动振幅的大小，不少学者采用南太平洋塔希堤岛（143°05′W，17°53′S）的海平面气压（代表南太平洋副热带高压），与同时期澳大利亚北部的达尔文港（130°59′E，12°20′S）的海平面气压（代表印度洋赤道低压）的差值，经过一定的数学处理来计算南方涛动指数（SOI），将历年赤道东太平洋海面水温SST（指在纬度0°～10°S，经度180°W向东至90°W）与同时期南方涛动指数SOI进行对比，发现厄尔尼诺／南方涛动（合称为ENSO）事件的主要特征是当赤道东太平洋海水温度（SST）出现异常高位相（即增暖）时，南方涛动指数SOI却出现异常低位相（塔希堤岛气压与达尔文气压差值减小）。关于赤道东太平洋海水温度SST达到怎样的正距平才算厄尔尼诺出现，目前尚无公认的统一标准，但大体上若出现连续三个月SST正距平在0.5℃以上或其季距平达到0.5℃以上，就可认为出现一次厄尔尼诺事件，达到上述数值的负距平时，则为反厄尔尼诺事件。

厄尔尼诺／南方涛动现象是低纬度海气相互作用的强信号。近年观测研究表明，在低纬度太平洋上不仅南半球存在着以180°日界线为零线的东西气压的反相振荡，在北太平洋也存在类似的振荡，称为“北方涛动”（其强度比南方涛动小），可总称为“低纬度涛动”。它是由两种基本状态和其间的过渡状态所组成。在涛动的低指数时期，赤道低气压主体减弱，但前端向东伸展，此时南、北太平洋上副热带高压减弱，并向较高纬度移动，其结果必然导致信风减弱，赤道西风发展，在这样的大气环流条件下，有利于赤道西太平洋暖水向东扩展和输送，同时赤道东太平洋冷水上翻的现象也相应减弱乃至停止，造成中、东太平洋海面水温升高，出现厄尔尼诺事件。在海面高水温作用下，低层大气湿度加大，湿的不稳定得以发展，因此沃克环流发生变化，其上升分支向东移，西太平洋对流减弱，中、东太平洋对流发展。原先的赤道太平洋干旱带变为多雨带，印度洋和西太平洋的雨量却大为减少。

在低纬度涛动的高指数时期，情况完全相反，南北太平洋副高加强且向赤道靠拢，赤道低压主体加强，但其东端西撤，由于经向气压梯度大，必然导致信风加强。在强离岸风作用下，赤道东太平洋海水上翻现象强烈发展，且向西平流，造成大范围海面降温，低层大气变干，层结稳定，赤道主要对流区萎缩在西太平洋，沃克环流上升，分支西移，东太平洋又出现少雨气候。

这两种状态之间的转换主要通过副热带高压强度和位置变化这个重要环节。

在低纬度涛动低指数时期，在海面温度增暖作用下，副热带与赤道间海水温度的经向差别增大，必然导致哈德莱环流加强，这个加强环流的下沉分支，将导致副热带高压产生由弱变强的趋势。这种过程发展到一定程度时，将出现南方涛动（低纬度涛动）由低指数向高指数的转变。同样在高指数时期，低的赤道水温又使海面经向温度梯度变小，促使哈德莱环流减弱，从而使副热带高压减弱，产生由高指数向低指数的转变，实现整个过程转变所需要的时间，即南方涛动（低纬度涛动）的平均周期约为40个月。近百年来出现的ENSO主要振荡周期在2～7年内变化，峰值为4年左右。

厄尔尼诺对气候的影响以环赤道太平洋地区最为显著。在厄尔尼诺年，印度尼西亚、澳大利亚、印度次大陆和巴西东北部均出现干旱，而从赤道中太平洋到南美西岸则多雨。许多观测事实还证明，厄尔尼诺事件通过海气作用的遥相关，还对相当远的地区，甚至对北半球中高纬度的环流变化亦有一定的影响。如当厄尔尼诺出现时，将促使日本列岛及我国东北地区夏季发生持续低温，并在有的年份使我国大部分地区的降水有偏少的趋势。