厄尔尼诺-南方涛动（El Niño-Southern Oscillation）的产生机制

引入：从地理教科书说起

《普通高中教科书·地理·选择性必修第一册·自然地理基础》中，对厄尔尼诺-南方涛动（以下简称ENSO）现象的成因的解释是：

  对于厄尔尼诺，东南信风异常减弱，东太平洋秘鲁寒流离岸流减弱，上泛底层海水减少，表层水温异常升高，导致沃克环流减弱甚至倒转；

  对于拉尼娜，东南信风异常增强，东太平洋秘鲁寒流离岸流增强，上泛底层海水增多，表层水温异常降低，导致沃克环流强化。

  但是，我们需要认识到，高中地理对ENSO的解释是不完善的。笔者希望在此阐述主流观点下ENSO现象的成因。

ENSO的基础机制——Bjerknes机制

  就ENSO的发展过程而言，高中地理的阐述并无太大问题，其是基于挪威裔美国气象学家Jacob Bjerknes于1969年提出的一套正反馈循环机制：

1. 赤道东太平洋海温异常偏暖；
2. 东西向海温梯度减小 → 大气对流东移 → 沃克环流减弱；
3. 东南信风减弱 → 东太平洋上升流减弱、温跃层加深；
4. 东太平洋海温进一步升高 → 回到第1步。

  这个正反馈解释了厄尔尼诺如何发展，但它本身无法解释为什么事件会终止并转为拉尼娜。

触发机制理论：充放电振子

  1997年，我国气象学家金飞飞（下称Jin）提出充放电振子理论，这被视为是自Bjerknes理论提出以后，ENSO研究方面最重要的突破之一。

  Jin的理论包含三个阶段：

• 充电阶段：在厄尔尼诺发生前，赤道太平洋（特别是西太平洋）的暖水异常偏多，温跃层偏深。这为事件提供了源动力。
• 放电阶段：厄尔尼诺发展期间，异常西风应力通过经向 Sverdrup 输运将赤道海域的热含量向赤道外（南北两侧）输送，赤道热含量下降。
• 触发转相：当赤道热含量降至足够低时，东太平洋温跃层变浅，上升流更容易把冷水带到表面。即使信风仍然偏弱，海温也会开始下降。同时，赤道外热含量偏少的状态会通过波动过程逐渐反馈回赤道，为下一次冷相位（拉尼娜）创造条件。

  我们用图示法来解释这三个阶段。

  这是一个典型的充电阶段，也可理解为一个拉尼娜阶段，此时东南信风增强，由之前Bjerknes的理论，结合图示，我们不难看出，在长期作用下，西太平洋的温跃层变厚，暖池变大，热量开始囤积。

  这里需要关注一个问题：东南信风的增强，到底是一个成因，还是一个成果？2020年，Soumi Chakravorty，Bruce T. Anderson等人提出信风充电（Trade Wind Charging，TWC）机制，认为：当北太平洋涛动（NPO）处于正位相时，北太平洋中纬度海平面气压出现异常，其南侧会产生异常的西风应力，从西热带太平洋一直延伸到副热带北太平洋。这些赤道外的风异常产生一个风应力旋度，驱动海水向赤道方向输送，增加赤道次表层的热含量。

  传统的内循环式的充电机制（厄尔尼诺结束，东南信风增强，再次进入厄尔尼诺）有一个问题，即：最初的充电到底是如何开始的？TWC机制在一定程度上解答了这个问题，即：最初的充电并非开始于赤道地区，而是开始于北太平洋的异常海平面气压。

  好了，现在我们来研究第二个阶段。

  一旦信风减弱（具体的触发机制我们在后面讨论），暖水向东回流，东太平洋温跃层加深、海温升高。

  地理教科书中对于沃克环流的变化的说法是：减弱甚至倒转。但这是不严谨的，沃克环流准确的变化是：东移、减弱、分裂。让我们探究其原因。

  沃克环流是直接热力环流圈，它的方向和强度完全由赤道太平洋的东西向海温差异决定。因此，在温差减小的背景下，沃克环流不具备独立的动力因素去维持原先的位置，只得随热源的移动而移动。

  从实际的环流异常角度来看，厄尔尼诺最显著的特征是：

• 上升支东移：原本位于西太平洋的强上升区，东移到中太平洋甚至东太平洋。
• 异常下沉支西移：西太平洋海域出现异常下沉，但这与倒转不同——这是一个补偿性下沉区——因为中、东太平洋都在上升或极其缓慢地下沉，必然有一个地区在下沉以达成平衡。
• 分裂：由于赤道太平洋东西跨度极大，单一热源东移后，往往在中太平洋和东太平洋分别激发上升运动，而原西太平洋区域上升减弱甚至转为下沉，整体呈现为多个较弱的环流单元，而非一个反向的单一闭合环流。

  当赤道热含量（WWV）降到足够低时，东太平洋温跃层变浅，即使信风仍偏弱，上升流也能把冷水带到表面，海温开始下降。

  当然，WWV降到足够低导致厄尔尼诺结束，本质上也是一个比较笼统的解释。接下来我们通过对另一个理论的研究，解释，是什么在调控ENSO的周期？

开尔文波与罗斯贝波

  要想要了解清楚这个理论，我们首先要搞清楚两个概念：开尔文波与罗斯贝波。

  首先我们要明确，罗斯贝波不是机械波！

  地转波与机械波的核心区别在于其回复力的成因。机械波的回复力来源于实际的力的作用，比如：弹簧振子的回复力来源于弹簧弹力；单摆的回复力来源于重力的分力……但是，地转波的回复力来源于地转偏向力。这不是一个力，而是一个作用效果，我们形象的冠以“力”的名义。地转偏向力的成因有多种解释，在《地球系统（第三版）》（Kump，Kasting，等）中有推导方法，在此不加赘述。

  也就是说，如果波偏离赤道，其就会受到地转偏向力的影响，从而产生波动，形成地转波。罗斯贝波的回复力来源于地转偏向力（$\beta$效应），因此不是机械波。

  相对地，开尔文波是机械波，更准确地说，是重力波。其回复力来源于重力和浮力，而非地转偏向力，因此是一种重力波。

  我们再引入一个概念：风应力。风应力是指空气流动对物体表面单位面积施加的切向曳力，在海洋学中特指风对海面的摩擦作用。通常风应力通过风应力系数量化，在此不做展开。

  如果风应力异常在赤道两侧是对称的（南北半球都吹西风），它主要激发开尔文波；如果风应力异常在赤道两侧是反对称的（北半球吹西风、南半球吹东风，或反之），它主要激发罗斯贝波。也就是说，是激发开尔文波，还是激发罗斯贝波，取决于研究地点的经度和大气状态。

  那么，开尔文波和罗斯贝波的主要区别是什么呢？

• 开尔文波：本质是赤道波导中的地转调整。它的存在依赖于赤道这个“边界”——赤道两侧科里奥利力方向相反，形成一种约束，使波动只能向东传。
• 罗斯贝波：本质是涡度守恒下的 $\beta$ 效应波。它的存在依赖于科里奥利力随纬度变化，使流体质点南北位移时产生涡度变化，从而产生恢复效应。

  开尔文波的结构是：赤道以北和以南的海水同向流动（都向东或都向西），赤道上的经向速度为零。这意味着：

1. 赤道两侧的流动是对称的；
2. 科里奥利力在赤道两侧方向相反，恰好与压力梯度力平衡；
3. 波动被“锁”在赤道附近，不能向两极传播；
4. 只能向东传，因为向西传会被赤道边界条件禁止。

  罗斯贝波的结构是：赤道以北和以南的海水反向流动，形成涡旋式结构。这意味着：

1. 流体质点会发生南北位移；
2. 南北位移导致科里奥利力大小改变（因为 $f$ 随纬度变化）；
3. 这种改变通过涡度守恒产生恢复效应；
4. 波动可以有多阶经向模态，结构比开尔文波复杂得多。

  上图为Gill于1980年绘制的开尔文波和罗斯贝波的示意图，是经典之作，极为直观。

  开尔文波和罗斯贝波本质上是赤道 $\beta$ 平面浅水方程在特定条件下的解，但是鉴于笔者所掌握的知识实在不允许笔者将这个东西研究明白，因此我们点到为止。

调控机制：延迟振子理论

  讲了那么多，我们终于可以进展到这个理论了！Max J. Suarez和Paul S. Schopf在1988年提出延迟振子理论，抓住了ENSO周期性的关键：海洋波动传播的延迟效应。

  Bjerknes 机制解释了厄尔尼诺如何发展，但WWV减少、东南信风增强作为主导因素终止ENSO的解释显然不具有说服力。Suarez 和 Schopf 指出，关键在于西风异常同时激发了开尔文波和罗斯贝波：

• 直接响应（正反馈）：赤道中太平洋的西风异常激发开尔文波，加深东太平洋温跃层，使海温进一步升高。这是 Bjerknes 反馈的波动表述。
• 延迟响应（负反馈）：同一西风异常也激发罗斯贝波。罗斯贝波到达西太平洋边界后反射为开尔文波，约 6 个月后抵达东太平洋。这列反射波的温跃层扰动方向与直接响应相反，起到冷却海温、终止暖事件的作用。我们可以简单理解为这是地转波的干涉，步调相反。

  决定振荡周期是这个负反馈的最重要的贡献。罗斯贝波不会立刻干涉开尔文波，而是要过6个月到1年的时间。这使得ENSO有足够的时间存在；而当发生干涉后，实际周期被拉长到延迟时间的好几倍（2到7年），因为正反馈强度、阻尼、热含量收支等因素共同调节。

  所以，让笔者恭喜一下自己，我已经将一套比较精细的ENSO控制机制解释了，我不敢说我解释清楚了，这其中也一定有不少谬误，届时会请刘聪老师帮助矫正。也非常欢迎高三高二的老地球科学爱好者和高一的新地球科学爱好者来指正！

参考文献：

1. Suarez, M. J., & Schopf, P. S. (1988). A delayed action oscillator for ENSO. Journal of the Atmospheric Sciences, 45(21), 3283–3287.
2. Jin, F.-F. (1997). An equatorial ocean recharge paradigm for ENSO. Part I: Conceptual model. Journal of the Atmospheric Sciences, 54(7), 811–829.
3. Jin, F.-F. (1997). An equatorial ocean recharge paradigm for ENSO. Part II: A stripped-down coupled model. Journal of the Atmospheric Sciences, 54(7), 830–847.
4. Battisti, D. S., & Hirst, A. C. (1989). Interannual variability in a tropical atmosphere–ocean model: Influence of the basic state, ocean geometry, and nonlinearity. Journal of the Atmospheric Sciences, 46(12), 1687–1712.
5. Zebiak, S. E., & Cane, M. A. (1987). A model El Niño–Southern Oscillation. Monthly Weather Review, 115(10), 2262–2278.
6. Bjerknes, J. (1969). Atmospheric teleconnections from the equatorial Pacific. Monthly Weather Review, 97(3), 163–172.
7. Wyrtki, K. (1975). El Niño—The dynamic response of the equatorial Pacific Ocean to atmospheric forcing. Journal of Physical Oceanography, 5(4), 572–584.
8. Zhao, S., Jin, F.-F., Stuecker, M. F., Thompson, P. R., Kug, J.-S., McPhaden, M. J., Cane, M. A., Wittenberg, A. T., & Cai, W. (2024). Explainable El Niño predictability from climate mode interactions. Nature, 630(8018), 891–898.
9. Anderson, B. T., Perez, R. C., & Karspeck, A. (2013). Triggering of El Niño onset through trade wind-induced charging of the equatorial Pacific. Geophysical Research Letters, 40(6), 1212–1216.