高等天气学九层之台.docx

1、高等天气学九层之台一定常波：定义：把纬向平均环流偏差的时间平均定义为定常波，即。它表示时间平均图上的纬向偏差值，又称定常涡旋项，主要反映大气活动中心、高空平均槽脊以及季风等特征。其三维结构主要用半球时间平均场的纬向不对称分布和经度高度剖面图表征。形成原因：定常波的形成主要是地形和非绝热加热分布不均匀性强迫的结果，两者对于定常波的维持都是十分重要的。但热力强迫和地形强迫产生的定常波有不同的结构。热力强迫的扰动尺度比地形强迫的大，尤其是在对流层上部。它们的位相随高度也有更显著、更系统的向西倾斜。对大气环流的作用：定常波对热量、西风动量、位势高度有经向输送作用：（1）热量以50N为中心有很强的向北输

2、送，这与中纬度定常波槽脊随高度有明显的向西倾斜有关。向北的输送有两个最大值区，一在对流层上部和平流层下部，一在近地面附近。（2）动量通量分布的特征在50N以南有向北的输送，50N以北有向南的输送。这种输送特征与定常波槽脊在副热带有西南东北倾斜，在中高纬有东南西北倾斜的特征有关。（3）因为地转风对位能的经向输送沿纬圈的平均值为零，因此定常波对位能的输送代表的是非地转运动的作用。这种输送的主要特点是在中纬度有明显的向赤道输送。定常的输送与瞬变波的输送相比一般较弱，和之差特别明显。但是定常波的输送在热量、动量和涡度的局地时间平均的收支中起着重要作用，因而定常波和瞬变波的相对重要性不能只以上述方差和协

3、方差量值来决定。北半球冬季定常波主要特征：（1）200hPa高度场在高纬度和低纬度有不同的流型，中纬度有明显的纬向动量向极通量，这种向极通量表示有一个从高纬流型向低纬流型的EP通量。因此低纬度流型的波动部分是由较高纬度的波动所强迫。中高纬负值中心位于140E和70W。在30N附近高度场分布有明显突变现象，30N南北高度场有明显反位相分布。（2）地形作用是确定北半球冬季急流层次上定常波的主脊和主槽位置的主要因子，而热力作用对维持高纬度洋面低压起重要作用。比如，500hPa高度场在西藏高原和落基山上空有西北气流，气候平均急流向极一侧有明显下游槽。海平面低气压位于高纬度海洋上，等压线沿海面线密集。G

4、CM数值模拟中气候平均海平面气压扰动可由下边界热力影响产生。（3）定常波垂直结构。在较高纬度上位势高度场随高度向西倾斜，而且定常波倾斜向上伸展到平流层下部，这种西倾反映了定常波的热量通量在各层上都是指向极地的。高度场中定常波振幅随高度明显增加直到对流层顶，这表明定常波的垂直结构中有一个相当正压分量（即随高度没有位相倾斜）。在对流层顶上，特别在低纬度，高度场振荡的振幅随高度增加而减小；和都与高纬有一明显反位相分量。（4）在低于700hPa处，低层由定常波引起的向极热量通量特别大，和之间的相关系数达0.8左右。地面温度场的极大值和极小值多数位于高度场中相应值的两边约四分之一波长处，而高度场表现出随

5、高度明显西倾，这种特殊的低层结构在北半球夏季和南半球冬夏季的定常波均不存在。北半球夏季定常波主要特征：（1）200hPa上，夏季定常波在30N附近达到最大振幅，在这个纬度上，200hPa高度场的主要特征是青藏高原和两个大洋中部的低槽（即太平洋气旋和大西洋气旋）。其次，大西洋槽扩展到地中海；而北非和落基山存在高压。（2）海平面气压场中，上述系统均反位相。这些系统的垂直结构类似于热带天气系统的垂直结构。这是由于较暖的大陆和较冷的海洋之间的热力对比。这种结构在夏季定常波位势高度及温度的沿30N经度高度剖面图上也很明显。而由200hPa高度场和海平面气压场来看，热带型结构的影响一直延伸到太平洋和欧亚大

6、陆相当高的纬度。这两个层次上的高度场的位相是相反的。夏季定常波高低层的反位相可以认为是下垫面的加热和冷却作用，而热带型结构伸展到较高纬度又并非是季风作用，因此在形成夏季定常波中分辨热力和动力作用是困难的，尚待研究。（3）夏季定常波的垂直结构有随高度，向东倾斜的特征。这反映了夏季定常波地形强迫作用不是主要的，而地形强迫作用主要表现在大地形上空是脊的形势，在大地形的西侧有明显的短波槽。东倾特征在500hPa上较明显，200hPa、700hPa之间都有。槽脊的距离在1000公里的量级，小于冬季特征半波长。北半球定常波的经向结构：（1）定常波动能的纬向分量是占主导地位的。这说明定常波的纬向尺度大于经向

7、尺度。（2）冬季纬向定常波动的最强中心位于36N附近。在该纬度上恰是亚洲和北美东岸的强急流以及欧洲和北美西部较弱的西风带，在该纬度上也伴随着较大的纬向动量的向极通量。在10N附近具有定常波动的第二极大值。这和定常波的纬向扰动深入到热带地区有关，这个极大值是以西风动量的向南通量为特征的。（3）夏季，7月的极大值在15N附近，位于对流层上部大洋中部槽区，的极大值在35N附近，在40N以北夏季定常波动能比冬季小得多。（4）纬向动能和经向动能都是冬夏季较强，转换季节较弱，而经向分量冬季比夏季更强。最大值中心随季节位置有变化。二瞬变波定义：大气变量A对时间平均的偏差称为瞬变扰动，又称瞬变涡旋项，即。其中

8、又有，表示瞬时的纬圈平均对其多年平均值的偏差，称为瞬变纬圈平均项或瞬变轴对称（纬向平均）环流。就逐日相对于多年月平均而言，这部分主要反映指数循环过程；就逐年、逐月平均相对于多年平均而言，可以反映年际和季节变化。表示瞬时偏差，称为瞬变涡旋项或瞬变纬向波动。主要反映了天气尺度系统，如移动性气旋、反气旋、锋面、斜压扰动等系统。瞬变扰动的强度和特征取决于取样或平均时间间隔。瞬变扰动的强度一般用某一种物理量的均方根或方差来表示。对大气环流的作用：瞬变涡旋是由时间平均气流的不稳定产生的。它的主要作用是进行顺梯度的水平热输送，以此减少水平温度梯度（或斜压分量）。中纬度瞬变涡动动量的主要作用是增强时间平均气流

9、的正压分量和补偿地面摩擦作用。自由大气中水平瞬变涡动通量的净局地作用是耗散性的。这不仅对纬向平均的时间平均气流是如此，对定常波也是如此。瞬变涡动的斜压过程（热通量）在瞬变涡动与时间平均气流的相互作用上超了正压过程（动量和涡度通量），但这并不意味着两者在瞬变扰动的内部动力学及气流的每日局地变化上也是如此。E-P通量：在研究瞬变涡度与平均气流的相互作用时，可以在y，p平面上定义一个向量来讨论水平瞬变涡度动量通量和热量通量对纬向平均时间平均气流的影响，这个向量称为E-P通量。其中表示A的纬向平均项，为A的纬向偏差项，为涡动动量的经向通量，为涡动热量的经向通量。E-P通量中以热量通量为主，决定了E-P

10、通量的垂直分量。而动量通量决定了E-P通量的水平分量，在大部分地区是负的（辐合），这会使东风加速。E-P通量的散度等于位涡的经向瞬变输送，即有：，其中为准地转位势涡度。涡动热输送的基本特征：（1）热量通量向量是顺梯度的（从高值平均温度到低值平均温度），也即减小平均温度梯度。这些通量趋于向亚洲东北部和加拿大东北部辐合，而在较暖的海洋上辐散，其作用是分别破坏该处定常温度场的负距平和正距平。因为时间平均的温度场的纬向偏差代表了定常波的有效位能，因而瞬变热输送可以看作是这些波动能量平衡中的消耗机制。（2）瞬变涡动热输送主要是由无辐散风部分完成的。在300hPa，在海洋东部和邻近大陆区，瞬变涡动热输送是

11、沿着平均温度线方向的。这种情况下，北美西部和西欧地区有明显的向赤道方向的经向输送，即逆梯度输送。在这两个地区扰动更常处于衰减阶段，而非增长阶段。300hPa无旋的涡动热输送主要是顺平均温度梯度的，虽其量值只是850hPa层的40%左右，但只有无旋部分对热量输送的辐散辐合才是重要的。（3）冬季700hPa上，北美和亚洲东岸出现南面冷却、北面加热的偶极性分布，而其间的零线大致分别对应两个主要的风暴路径。因而可知：发展的移动性气旋在产生垂直其路径的热通量，并在其南侧造成冷却、北侧造成加热上起着十分重要的作用。（4）冬季700hPa水平涡动热输送的辐合图上，辐散区主要由低频扰动（1090天）引起，这与

12、风暴路径情况不同（主要由天气尺度扰动引起）。（5）中纬度对流层的瞬变涡动的垂直输送与有效位能向动能的转换有关。和有很好的相关，这种情况与斜对流的概念一致（暖空气向北上升，冷空气向南并下沉），因而两者在两个气旋生成区都有很大的值。（6）在北美、亚洲两支急流入口区和风暴路径区，最大的向北热能量位于近地面附近。在200hPa有较弱的次最大值。由急流入口区和风暴路径区向东，向极地的热通量输送强度增加。大陆西部为明显的三层结构，在850hPa和200hPa有最强的向极地热输送。对于纬向平均分布，300hPa有最小值，这主要是由大陆500-250hPa层中有向赤道（负的）的热输送引起。其它输送量的基本特征

13、：（1）瞬变涡动对动量水平输送的通量散度分布依地区而异。在北美西部和西欧时间平均的纬向气流较弱的地区，西风动量的涡动通量趋于辐合；反之，定常气流较强的东亚地区，通量趋于辐散。但在平均急流的风速最大值区附近，涡动动量通量的作用比平均气流对纬向动量的平流要小。瞬变涡动的动量输送对平均气流的强迫作用在对流层上部和平流层下部有最大值，常常能使平均副热带急流北移，并且在抵消由地面摩擦造成的平均涡源涡汇的作用上也很重要。北美急流入口区有强的向极地输送，最大值位于急流轴偏北一些的地方。亚洲急流入口区的输送要弱得多。动量通量强烈的向45N附近的风暴路径轴区辐合。大陆西部在中纬度角动量有强的向极输送。对于纬向平

14、均分布，在对流层上部有强的向北输送，这是由大陆西岸和海洋风暴路径以南地区的向极地输送共同引起的。（2）瞬变涡动对位势高度的水平输送的通量向量是顺着等值线的，并且以顺时针方向围绕位势脉动的最大值的中心分布。此外，这些通量向量的量值应正比于场水平梯度的绝对值。在急流入口区和风暴路径区，对位势高度的输送在40N以北是向极地的，以南是向赤道的，在大陆西部主要是向赤道输送的。对于纬向平均分布，输送值很小，这是因为经向输送的地转分量当对一纬圈平均时其值为零。（3）瞬变涡动对位涡的水平输送与热量、动量通量有关。在对流层顶附近，瞬变涡动对位涡的输送趋于向地面气旋上方的地区辐合，而从地面反气旋上方区向外辐散。位

15、涡输送的纬向平均值主要表现为向极地输送。最大值出现在40N和对流层顶附近。在急流入口区相应于最大纬向风速区位涡是向赤道输送的。风暴路径区的中纬度地带、大陆西岸对流层顶附近是向极地输送。三锋生局地锋生在局地坐标系中，当某一属性（如温度）在某时刻沿锋面两侧的梯度随时间而增大的现象叫作局地锋生。可导致锋生的物理过程：（1）水平变形场。气流在一个方向上伸长，同时在另一个方向收缩。（2）水平切变运动。（3）垂直变形场，在一个水平方向上的收缩和可引起补偿的垂直位移。（4）垂直运动分布的不均匀。（5）地面摩擦。（6）湍流和混合作用。（7）非绝热加热，包括潜热释放，感热加热（主要在地面）和辐射过程。四低空急流

16、定义：低空急流（LLJ）指对流层中下部，风速最大值在12或16m/s以上，一般可达1525m/s的急流，它在850hPa或700hPa（1.53km）最明显，是一种动量、热量和水汽的高度集中带。它与暴雨、飑线、龙卷、雷暴等天气有密切关系。特征：（1）很强的超地转风。在夏季，对流层气压梯度和温度梯度都很小，这种温压场结构所造成的热成风不足以维持急流轴以下很强的风的垂直切变。一般情形下，实际风速超过地转风20%以上。这种超地转风特性与暴雨的发生有密切关系。（2）有明显的日变化。低层风速一般在日落时开始增大，而到凌晨日出之前达到最大值，这时风的垂直切变也最大，急流结构最清楚。急流在夜间加强的现象常用

17、来解释雷暴和暴雨常出现在夜间的观测事实。（3）小的Ri数分布。在低空急流区内，里查逊数(Ri)往往很小，甚至为负值，这有利于对流或中尺度天气的发展。（4）强风速中心的传播。在一次暴雨过程中，可观测到几个风速最大值中心沿急流轴向下游传播，每一个风速最大值几乎由一垂直环流圈伴随，风速最大值前部为上升运动，后部为下沉运动，随着风速最大值的传播，热量和水汽的中尺度最大值也沿急流轴传播。一般认为沿LLJ轴传播的中尺度风速脉动或风速最大值甚至比低空急流本身更为重要。分类：（1）大尺度的准定常急流或强风速带。如北美落基山以东急流、东非沿岸索马里急流。（2）与地形无关，而与中纬度系统（如锋面、气旋、低涡、高空

18、急流中心等）有关的低空急流。这种急流主要出现在冷锋前或低压中心南侧，有时在暖锋前。（3）与激烈的强对流活动和暴雨有关的中尺度急流。急流主要出现在900600hPa，一般在暴雨带南侧通过，常表现为大尺度急流带中的强风速中心，其日变化不明显。如梅雨锋上的低空急流。一般认为这种急流是暴雨或对流活动的结果，由于水平动量的垂直混合过程造成。作用：（1）通过低层暖湿平流的输送产生位势不稳定层结。（2）在急流最大风速中心的前方有明显的水汽辐合和质量辐合或强上升运动，这对强对流活动的连续发展是有利的。（3）在急流轴之左前方是正切变涡度区，有利于对流活动发生。（对暴雨和强对流天气的作用）五暴雨形成的各项物理条件

19、 一般情况下这些条件应包括位势不稳定；逆温层；低空湿舌或水汽辐合；释放不稳定的机制，如低层辐合区、重力波、密度流、地形抬升等；低层和高层急流；风的垂直切变、卷入等。在上述热力和动力条件中低空急流和边界作用十分重要。一般日降水量达到或超过50mm的降水称为暴雨，暴雨发生发展的物理条件是源源不断的充分的水汽供应，大气饱和比湿相当高；持续而强烈的上升运动和大气层结的不稳定，因为如此大的垂直运动只有在不稳定能量释放时才能形成。大中小各种尺度天气系统和下垫面特别是地形的有利组合可产生较大的暴雨。对不同历时、不同笼罩面积的暴雨起主导作用的是不同尺度的天气系统。小系统积雨云是产生暴雨的降水单体。它的水平尺度

20、为几公里，生命史仅1030分钟，降水强度很大，笼罩范围小。中尺度系统有若干个积雨云的对流活动，形成雨带，水平尺度为10300公里，持续时间为几小时，雨量可达到每小时10毫米以上，产生暴雨区。天气系统可多次产生中尺度系统和雨带，水平尺度在1000公里上下，持续时间约半天到3天，形成大范围雨带。此外，组成大气环流主要因子的行星尺度系统，影响大范围降水区的稳定或移动，决定暴雨区水汽的输送，对长时间大面积的持续暴雨有重要影响。中国大范围暴雨：中国大范围暴雨的天气系统主要有西风带低值系统和低纬热带天气系统。前者包括锋、气旋、切变线、低涡和槽等，影响全国大部分地区。后者包括台风（热低压）、东风波和热带辐合

21、带，主要影响华南和东南沿海各地，但个别深入内地的台风也能产生特大暴雨。此外，在干旱半干旱的局部地区热力性雷阵雨也可以造成短时小面积的特大暴雨。中国的持续性特大暴雨常在下列两种天气形势下发生：（1）高空为纬向环流型，副热带高压从北太平洋西伸，中纬度西风带上多小扰动，高纬度乌拉尔山和鄂霍次克海附近常有阻塞高压。每当西风带上有一个小低压槽过境时，就下一场暴雨，而当连续有几次小低压槽过境时，便造成持续性暴雨，如长江流域的梅雨期暴雨和华南前汛期暴雨。（2）高空为经向环流型，副热带高压偏北，日本海上有一副热带高压单体，中纬度西风带南北风的分量较大，长波槽在日本高压和青藏高压之间。西南地区的低涡常沿长波槽前

22、的西南气流北上，在日本海高压西侧的长波槽产生持续暴雨。补充：暴雨发生发展过程的物理条件有哪些？（2002年秋第3题，1997第3题）答：一般情况下这些条件应包括：（1）位势不稳定；（2）逆温层；（3）低空湿舌或水汽辐合；（4）释放不稳定的机制，如低层辐合区、重力波、密度流、地形抬升等；（5）低层和高层急流（6）风的垂直切变（7）卷入。在上述热力和动力条件中低空急流和边界作用十分重要。一般日降水量达到或超过50mm的降水称为暴雨，暴雨发生发展的物理条件是源源不断的充分的水汽供应，大气饱和比湿相当高；持续而强烈的上升运动和大气层结的不稳定，因为如此大的垂直运动只有在不稳定能量释放时才能形成。大中小

23、各种尺度天气系统和下垫面特别是地形的有利组合可产生较大的暴雨。中国的持续性特大暴雨常在下列两种天气形势下发生：（1）高空为纬向环流型，副热带高压从北太平洋西伸，中纬度西风带上多小扰动，高纬度乌拉尔山和鄂霍次克海附近常有阻塞高压。每当西风带上有一个小低压槽过境时，就下一场暴雨，而当连续有几次小低压槽过境时，便造成持续性暴雨，如长江流域的梅雨期暴雨和华南前汛期暴雨。（2）高空为经向环流型，副热带高压偏北，日本海上有一副热带高压单体，中纬度西风带南北风的风量较大，长波槽在日本高压和青藏高压之间。西南地区的低涡常沿长波槽前的西南气流北上，在日本海高压西侧的长波槽产生持续暴雨。六El nino、La n

24、ina和南方涛动定义：厄尔尼诺是一种海洋现象，一般它是指南美沿岸海洋水温的异常增暖，通常在秘鲁和智利沿岸地区同时有暴雨出现。目前一般用（010S，18090W）区域的平均海表水温来代表赤道东太平洋的SST。当赤道东太平洋SST持续出现较大的正距平时，即称为发生了El Nino事件；当赤道东太平洋SST持续出现较强的负距平时，则称发生了反El Nino事件，又称La Nina。根据El Nino事件开始的时间可将其分为春季型和秋季型，春季型多开始于5月，秋季型多开始于78月。根据El Nino持续的时间可分为1年型（持续时间为1年）和持续型（持续2年时间）。一般地，秋季型也常为持续型。一般的厄尔

25、尼诺事件是冬春形成，到年底发展最盛，翌年冬春增暖过程结束。南方涛动：南方涛动是一种行星尺度的振荡现象，用来描述热带东太平洋和热带印度洋地区气压场变化的跷跷板现象，其最大的振幅出现在波数1中。具体地说，太平洋一些台站的气压和印度与爪哇的降水有同时增加的趋势，而此时印度地区的气压减小。换言之，相对于平均值，当太平洋气压是高的情况下，从非洲到澳大利亚的印度洋地区气压是低的。降水的变化方向与气压相反，当太平洋一些台站气压升高时，在该处降水减小，而印尼一带气压降低，降水增加。（1）南方涛动与赤道太平洋的降水有密切关系，在SO的正位相阶段（南美气压升高，澳大利亚气压降低）赤道太平洋的台站降水一般偏少，是干

26、期，而在负位相阶段情况大致相反。（2）南方涛动与中东赤道太平洋的海表温度有密切关系。SO指数与秘鲁沿岸海温呈反相关，这是联系El Nion和SO及其有关现象的依据。一般用南方涛动指数（SOI）描写SO。它实际上是东太平洋与印度洋地面气压的差值。目前最常用的SOI是塔希堤和达尔文之间的标准海平面气压差。SOI为负数表示东太平洋气压低于印度洋气压，SOI为正数表示东太平洋气压高于印度洋气压；而负SOI往往同赤道东太平洋SST的持续正异常相联系。一般在高SOI时期，赤道东太平洋和秘鲁沿岸的SST相对偏冷，热带主要降水区位于印度尼西亚地区，沿赤道的Walker环流较强，经向Hadley环流偏弱，东南信

27、风较强。相反，在低SOI期，东南信风较弱，赤道中太平洋有最强降水中心，Hadley环流加强，而Walker环流减弱，赤道东太平洋SST增暖甚至出现El Nino事件。ENSO现象：ENSO是厄尔尼诺(El Nino)和南方涛动（Southern Oscillation）的合称，因为两者之间有非常好的相关关系，是大尺度海气相互作用的突出反映。当赤道东太平洋SST出现正（负）距平时，南方涛动指数往往是负（正）值。ENSO既包含有高SOI和低SOI的特征，又包括赤道东太平洋的暖水事件（El Nino）和冷水事件（La Nina）；而且这种现象和事件的发生又都有37年的准周期性，因此近年ENSO又叫E

28、NSO循环，即暖状态（包括El Nino和低SOI特征）和冷状态（包括La Nina和高SOI特征）的循环出现。厄尔尼诺事件的SST异常分为两类，其一主要在太平洋东部（秘鲁沿岸）增暖，并且暖区向西扩展；其二主要在赤道中东太平洋出现大范围增暖，并且暖区由西向东扩展。ENSO发展过程：（1）先兆阶段，春初南美沿岸出现增暖前的时段。盛行于热带太平洋的偏东信风在北澳大利亚印尼低压区辐合，上升并造成显著的云量和降水。在高空空气向东回流并在干冷的东南太平洋高压区下沉，此即为瓦克环流。El Nino发生的前兆之一是瓦克环流的高空支东移，即移到新几内亚与日界线之间的地区。同时澳大利亚达尔文港的地面气压上升，日

29、界线以西的信风减弱，日界线附近的表层水略有增暖，印度尼西亚的降水开始减少，但日界线附近降水增加。ENSO事件的另一先兆是ITCZ南移。（2）异常条件发展阶段。此阶段最明显特征是初期出现在秘鲁和厄瓜多尔的异常条件向西扩展。在11月和1月之间，ENSO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和特别弱的信风，ITCZ的位置比正常偏南，哈得莱环流加强。在日界线以西，西风在瓦克环流的上升支辐合，这时它已经移向中太平洋地区。中太平洋地区的降水和整个对流层大气温度特别高。海洋中有大量热量损失于大气中，并且赤道与10N间的强海流把表层暖水从西太平洋带向东，这种情况下，西太平洋的温跃层厚度和

30、海平面高度急剧减小，而沿美洲西海岸，海平面高度增加，并在两半球向极地方向传播。（3）回复到正常条件。在南美沿岸，异常条件的振幅在ENSO爆发后几个月开始减少。异常条件的衰减首先出现在热带东南太平洋，以后向西传播，直到ENSO爆发后18个月，在整个热带太平洋建立。（4）总结上述过程的三个特点：A、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；B、在秘鲁沿岸首先出现明显增温，随后在东太平洋东风减弱；C、秘鲁沿岸的增温向西传播，可达中太平洋。ENSO循环对全球和区域气候变化的重要影响：（1）对热带大气环流的影响。在正常情况下，沿赤道的东西向Walker环流，其

31、上升支主要位于积云对流活动区的印度尼西亚上空。但当El Nino发生时，其上升支东移到了日界线附近，降水区也从印度尼西亚东移到了那里。El Nino期间，会导致Hadley环流增强，北半球地面有明显的北风距平，而南半球有南风距平。同时，El Nino发生时对应赤道辐合带ITCZ向赤道推进，并进而影响西太平洋台风活动，并使西太平洋副高偏南，强度偏弱。El Nino还对QBO有一定影响。（2）对中高纬度大气环流的影响。研究表明，El Nino发生后很容易激发PNA型遥响应，对流层上层和平流层低层的纬向风发生明显变化，高纬度西风减弱，副热带西风增强。由于ENSO的发生造成了大气环流，特别是热带大气环

32、流的严重持续异常，因而对全球气候变化产生重要影响。首先，由于赤道东西向环流的异常，造成哥伦比亚、厄瓜多尔和秘鲁等地的持续大雨，河水流量猛增，发生严重的洪涝灾害；同时，El Nino的发生往往造成南亚、印度尼西亚和东南非洲以及澳大利亚，特别是其东南部的大范围干旱。El Nino事件的发生常给北美西岸地区造成频繁的强风暴活动，导致严重的暴雨和风暴。ENSO循环对我国气候及东亚季风的重要作用：El Nino情况下，多对应西太平洋台风较少。可能原因是El Nino使得西太平洋台风源区有异常下沉运动，对流活动受到抑制，副高位置偏南，ITCZ也偏南，西太平洋温度较低等，不利于台风的产生。El Nino多对应东北温度偏低，主要是发生El Nino时，东北上空常有低压槽活动。El Nino事件发生的年份多对应华北降水偏多。统计结果表明ENSO与东亚夏季风之间，大致存在这样的关系：El Nino对东亚夏季风有减弱的作用，对应西太平洋副高偏南，呈带状西伸，西太平洋台风偏少，华北降水