【閱讀筆記】第二章：位於熱帶太平洋的ENSO
概觀
這個章節，主要重心會擺在赤道太平洋區域，討論ENSO一些重要的觀測。至於ENSO在赤道太平洋以外的部分，則會留到第九章再進行探討。在這裏，首先會呈現相關的觀測成果，並在之後透過ENSO理論進一步解釋。
ENSO在熱帶太平洋上的空間型態
我們從第一章的介紹中可以得知，當聖嬰現象發生時，位於赤道太平洋東側的表面海水，會比平時來的溫暖。許多和聖嬰有關連的指數都是奠基於這項觀測事實；通常它們會透過在赤道太平洋東側某些區域經歷一個月或好幾個月時間下的平均SST，減去同樣該月份正常時期的SST來定義出指數。
透過海水表面溫度變化，便可以找出比正常情況下溫暖（聖嬰）或冰冷（反聖嬰）的時期，而這些通常每隔幾年就會發生一次；其中這些指數的振幅大小約落在攝氏一度C左右。西元1990年時，Deser和Wallace利用這些指數與ENSO的相關性，建立出ENSO典型的空間型態。更詳細的部分，可以參考他們的文章：Large-Scale Atmospheric Circulation Features of Warm and Cold Episodes in the Tropical Pacific。
赤道太平洋東經150度至西經150度-大氣海洋耦合最強的地方
在ENSO發生期間，由於受到水氣凝結、形成雲、降雨進而釋放潛熱的一系列過程，產生了加熱作用，因此驅動了大尺度的大氣結構移動。而在對流層，由於大氣溫度會隨著高度而遞減，雲層頂端相對來說會更冷。當某個物體相對低溫，其輻射的熱也會比較低，因此當我們透由衛星觀測地表時，有雲的地方就會是所謂出長波輻射（outgoing longwave radiation, OLR）相對偏低的區域。而在熱帶地區OLR最低的地方，則意味著大氣對流最為旺盛，因為會有許多雲層在此處形成。
當暖聖嬰事件（Warm ENSO episode）發生時，由於赤道太平洋的中間海域（東經150度-西經150度）會形成更多雲層，透過觀測該處就會看到比平時來得低的OLR值；而反之當經歷冷聖嬰事件（Cold ENSO episode）時，雲層相對比平時來得少，因此OLR值就會偏高。
另外，當暖聖嬰事件發生時，地表的風場會偏向西風，原因和ENSO發生時期赤道太平洋中西部地區強烈的大氣加熱作用有關，而這可以透過動力機制進一步解釋（詳細部分將留到後面章節）。對於所有風力效應(wind forcing），海洋是對赤道東西向風場最為敏感的，而也因此在東經150度至西經150度這個區塊，當ENSO發生時，無論是對於大氣，亦或是海洋的部分，影響都是很大的。
為什麼這種年際（interannual）大氣加熱作用，在赤道太平洋中西部特別強烈呢？其中一個可能的理由為，當SST具有高度的反常變化時，它進而會造成上方的空氣加熱，接著擴散，然後相對其他地區的空氣產生更多浮力。空氣抬升後漸漸冷卻，於是水蒸氣凝結釋放潛熱，這些熱再影響更多空氣擴張，於是這些空氣抬升、水蒸氣凝結最後又再次的產生加熱作用。
不過要注意的是，如果這種理由是對的，那麼我們應該要能預期，OLR最低的區域，應該會是SST變化最大的地方，但實際上並不是這麼一回事。當ENSO事件發生時，雲層最多（也就是OLR最低）的地帶是在赤道太平洋中西部，而SST變化最大的區域則是在赤道太平洋東側！因此很明顯的，這些產生的雲層與大氣加熱作用，背後不僅僅只是和SST的變化有所關連。
透過觀測熱帶地區OLR以及SST，研究顯示出偏低的OLR值主要是與大於攝氏海水溫度27.5度相關（Gadgil et al., 1984；Graham and Barnett, 1987）；也就是說，若SST變化能引起大氣深對流（deep convection），則背景表面海水溫度必須至少要有攝氏27.5度。因此，雖然對於整個赤道太平洋，位於中西部的SST變化相對來得小，但是由於它發生在表層溫度高於27.5度的海域，於是能造成一定程度的對流；相反的，雖然東側的SST變化更大，但因為表層海水溫度太冷，因而不足以產生大氣深對流現象。
那麼下一個問題是，究竟是什麼原因，造成赤道太平洋中西部的SST變化？依據觀測及數值模擬研究（Gill, 1983; Fu et al., 1986; McPhaden and Picaut, 1990; Picaut and Delcroix, 1995; Picaut et al., 1996）指出，這個關鍵因素在於東西向的洋流對流。
讓我們假設赤道旁一個位於海表面的水粒子，在沒有從周圍環境獲得或失去熱的情形下，受到東向的洋流而被帶往東側。在這樣的情況下，我們又已知整個赤道太平洋，整體SST會往東遞減，這意味著透過洋流被帶動的水粒子將會和周遭環境溫度差異越來越大；所以可以想見的是，當今天不只是一個水粒子，而是一整個水團被洋流帶往東側時，SST相對就容易出現正變化（Positive SST anomaly），因此大氣深對流就容易生成。
另外可以注意的是，在聖嬰與非聖嬰發生期間，暖池在赤道上所移動範圍的最東邊區域，和南方震盪指數（Southern Oscillation Index, SOI）有高度的相關性。SOI指數的基本概念是，將位於大溪地（Tahiti）月平均的地表氣壓減掉達爾文（Darwin）的地表氣壓。考慮標準差等因素後，公式呈現如下：
其中Standardized我們稱之為標準化。為什麼要將兩個地方的氣壓標準化呢？你可以試著想一下，每一個地方在平常的時候，都會有它平均的氣壓值，例如玉山上平時的氣壓，肯定是比在台北來的低的；因此同樣的道理，由於大溪地和達爾文本身是兩個不同的地點，那麼這就代表他們兩者之間平時可能就已經存在氣壓上的差異。不過別忘了，我們之所以要計算SOI值，背後無非就是要藉由兩地的氣壓差異來了解聖嬰現象是否發生，那麼如果平時這兩個地點就已經有氣壓差異(也就是不在同一個基準點上)，那麼我們要用它來了解聖嬰現象就會更加困難。
達爾文與大溪地的相對位置
為了解決這個問題，因此我們有必要先將不同地區之間的背景差異消除，而透過標準化的處理，我們就能夠將兩個地點放在同一個基準點上進行比較。
那麼標準化要怎麼算呢？我們來以大溪地為例：
將大溪地的地表氣壓標準化的過程，首先是將該地的地表氣壓，減掉這個地區的長期平均地表氣壓，便會得到氣壓變化量；接著再除以這個地區地表氣壓資料的標準差後，就會得到標準化後的大溪地地表氣壓了！
那什麼是標準差(Standard Deviation)呢？簡單來說，標準差的目的在於透過計算了解這組資料的離散程度，所以當我們知道不同地區地表氣壓的標準差後，就可以藉由將離散程度的比例調整一致，來使得它們能擁有同一個基準，也因此最後的標準化結果就可以幫助我們用來進一步比較與計算。
而標準差的算法一樣是先將該地的地表氣壓減掉長期平均地表氣壓得到變化量後，接著將每一個得到的值平方後加總，再除以資料數目，最後開個根號，就得到大溪地的地表氣壓標準差囉！
透過上面標準化的流程，我們同樣也可以適用在達爾文地區。那麼最一開始公式裡的MSD是什麼呢？所謂MSD是月標準差的意思(Monthly Standard Deviation)，公式如下：
這公式和上面剛提過的標準差基本是一樣的，唯一最大的差別在於分子是標準化的資料。
以下針對SOI值如何計算做一個簡單範例。
步驟開始
步驟二： 得到兩地的氣壓變化量
讓我們以西元2016年1月份為例子。大溪地在這個月份的地表氣壓值為10.6(這裡都減去氣壓1000毫巴以方便計算)，達爾文則是10.2。接下來要特別注意！根據美國國家海洋暨大氣總署(NOAA)的最新標準，這裡使用的平均地表氣壓是取自西元1981-2010年。所以我們就要將兩個地區在這段時間內的1月平均地表氣壓算出來。筆者幫各位算了一下，大溪地1月平均地表氣壓為11.04，達爾文為6.68。得到平均量後，最後我們就能求出變化量：
大溪地地表氣壓變化量：10.6-11.04= -0.44
達爾文地表氣壓變化量：10.2-6.68= 3.52
步驟三：得到兩地的標準差
再次提醒，這裡使用的平均地表氣壓取自西元1981-2010年，計算標準差時也不例外。首先將大溪地在西元1981-2010年這段期間某個月的變化量平方，接著把它們通通加起來後除以30(因為1981-2010共30年，故每一個月份皆有30筆)後，開個根號，得到1.13；而同樣的作法，達爾文則是1.1。
大溪地地表氣壓標準差：1.13
達爾文地表氣壓標準差：1.1
步驟四：得到兩地的標準化地表氣壓
標準化的流程很簡單，就是將變化量除以標準差，這兩個值我們已經分別算出，所以計算結果為：
大溪地標準化地表氣壓：-0.44/1.13 = -0.39
達爾文標準化地表氣壓：3.52/1.1 = 3.2
步驟五：算出MSD
這一步首先要算出在西元1981-2010年這段期間，兩地每個月標準化地表氣壓的差異，接著將每個差異平方後相加起來，再除以360（因為共有30年，每年12個月所以共有360個月)，最後開完根號，得出MSD。
MSD = 1.65
步驟六：得到SOI值！
最後一步，我們要求出SOI值了。依照公式，我們將兩地的標準化地表氣壓相減，再除以MSD：
SOI = (-0.39-3.2) / 1.65 ~= -2.2
於是，我們求出了2016年1月份的SOI值，便是-2.2 ! 當然，如果你將每一個月的SOI值都求出來，就會得到這樣的圖：
學會如何計算SOI值之後，以後只要有大溪地和達爾文的地表氣壓資料，就可以自己計算南方震盪指數變化，了解聖嬰現象是否已經悄悄的到來。
ENSO在太平洋東側的影響
根據觀測，在赤道太平洋東側約略北緯4到5度的區域，地表風場大致是呈現南北向，並且造成空氣自地表向上抬升，進而導致生成雲層及降雨，這個現象同時也與透過OLR的觀測是一致的。
那麼為什麼在此處會形成地表風場南北向的匯集呢？因為在這個地方，正是東北信風及東南信風會合之處，而我們稱之為間熱帶輻合區（Intertropical Convergence Zone, ITCZ）。ITCZ的特色之一在於，它會隨著季節變化而移動。而當暖聖嬰事件發生時，ITCZ會往南移動（Ramage, 1975; Hastenrath, 1976; Rasmusson and Carpenter, 1982: Deser and Wallace, 1990; Clarke, 1992），使得表面風場在近赤道地區產生輻合，而在北緯10度的地區相對輻合程度低，甚至相反。
這裏要注意的是，在ITCZ旁的輻合現象至少和位於東經160度至西經160度近赤道的地區一樣強，但是當我們透過OLR觀測時，卻發現赤道太平洋西側的降雨及OLR變化程度更大。這個原因在於赤道太平洋西側進行輻合的空氣層厚相對來得深（Deser and Wallace, 1990）且暖，因此它會擁有更多的水氣，進而釋放更多潛熱使其將雲層的高度平均抬升更高。
另一個ENSO顯著的特徵在於赤道太平洋東側具有強烈的SST變化。在ENSO發生時期，此處斜溫層（thermocline）通常會下降約20公尺（Kessler, 1990），在我們先忽略海平面高度的變化下，斜溫層的下降會導致來自西側的暖水更容易進入，而其所產生強烈的東西側溫度梯度變化，便會影響此處SST的變化程度。
Rasmusson和Carpenter（1982）研究發現，無論是SST、表面風場、降雨以及地表氣壓變化，皆具有鎖相特徵（phaselock）。舉例來說，位於赤道太平洋東側，通常最大的SST變化都是發生在11月。這便會讓人感到困惑，為什麼當我們把季節效應消除後，仍會有如此的現象？關於這個部分在第八章會有更詳細的介紹。
要注意的是，在暖聖嬰事件發生時，暖水及大氣深對流是沿著赤道往東側移動的，而此時赤道太平洋西側的SST相對冷聖嬰時期就會來的更低；並且透過觀測，可以發現太平洋西側呈現OLR正變化（positive OLR anomaly），顯示出相對平時來得更為乾燥。
上層大氣的ENSO效應
在正常年，一般來說位於赤道太平洋，地表風場的方向為朝西側吹，也就是東風，而對於上層大氣，風場則是相反方向，由西向東側走；氣流會在太平洋東側下沉，並且在西側上升。如果對第一章節還有印象的話，其實這個循環就是所謂的沃克環流（Walker Circulation），由Bjerknes所命名。當暖聖嬰事件發生時，暖池會向東移，因此透過這個機制會減弱沃克環流；而太平洋西側最遠端（120E-140E）相對平時將會來得更為乾燥，因此連帶影響深對流減弱，同時上升的垂直速度也會變小。
無論是暖聖嬰或是冷聖嬰事件，都會影響赤道太平洋的大氣溫度及風場。事實上，熱帶地區的對流層（一般在大氣層中約低於17公里高度）在經歷暖或冷聖嬰事件時，相對全球平均溫度會上升約攝氏0.5度C或降低0.5度C（Horel and Wallace 1981; Yulaeva and Wallace 1994; 也可參考這本書：⟪Future Climates of the World⟫），這部分將會在之後第九章進行討論。
ENSO的時間特徵
在前面的部分，我們檢視了ENSO在空間分佈上的一些重要物理特徵，而透過ENSO指數（如SOI、NINO3.4），則可以討論ENSO在時間變化上的特徵。其中NINO3.4指數是依據赤道太平洋中間偏東區域（緯度：5S-5N, 經度：170W-120W）的SST變化來定義。
根據觀測記錄，可以發現這些指數在年際（interannual）尺度上具有某種程度的週期性，例如SOI指數，透過頻譜圖可以了解變化的週期約從2~8年不等。不過有趣的是，雖然這些指數在時間尺度上並沒有固定，但在年變化上卻具有鎖相的特徵。無論是NINO3.4以及SOI指數在北半球春季時期，都會擁有最小的變化，並且相較於春季，在秋冬則有更高的相關性！因此在秋冬時期，透過指數平均大於0.8的相關性，能幫助我們更好預測ENSO之後的發展。
在北半球春天時期造成聖嬰指數失去效力的現象，稱之為春季持續性屏障（spring persistence barrier）。第一個注意到這個現象的人是Walker（1924），而相關的記錄文件也可從以下窺知一二：Walker and Bliss（1932, 1937）、Troup（1965）、Wright（1977）、Webster and Yang（1992）、Webster（1995）。關於鎖相特徵的部分在第八章會有更詳細的介紹。
聖嬰現象的物理機制
位於赤道的海洋，表層除了容易受到加熱外，同時也會被貿易風攪動。因此，一般來說赤道地區的海水，其溫暖海水的深度大約可從數十至一百多公尺不等。若接著往下延伸，會經歷一個海溫突然陡降的地帶（也就是斜溫層thermocline），之後海水溫度會再持續下降，直到深度4000公尺多。
值得注意的是，表層溫水的厚度從赤道太平洋中部往東會越來越淺，因此赤道太平洋東側的斜溫層上部分，容易與海水表層有所混合，而這便造成赤道太平洋東側的SST相對沿著赤道的太平洋中部或西側來得低。
漸漸變淺的斜溫層（也就是表層溫水厚度變淺）與赤道的貿易風有關；它們主要會影響那些表層溫水的移動，例如當風吹向西側時（也就是東風），這便會促使表層溫水移至太平洋西側，而讓太平洋西側的表層溫水厚度大於東側。
這些現象其實也連帶影響了位於東側的海洋生物。例如位於食物鏈底層的浮游植物就是一個例子。它們需要依賴光來行光合作用，或是獲得一些諸如硝酸鹽、磷酸鹽或矽酸鹽之類的無機營養物。通常陽光射入海水約達到50公尺深，而主要的無機營養物則位於斜溫層之下；因此，一般來說在赤道太平洋東側，由於斜溫層接近海水表層，無論是浮游植物、浮游動物、鳥類、魚或是某些海洋哺乳類動物的生態都十分豐富。
不過當聖嬰現象發生的時候，就不是那麼一回事了。由於赤道貿易風場的減弱，連帶影響了海洋的表層溫水，因此使得太平洋西側的斜溫層變淺，而東側的斜溫層變深（這部分的改變同時與赤道開爾文波及羅斯貝波有關，將會在第五章進行介紹）；也因為太平洋東側斜溫層加深，導致浮游生物更難獲取海洋中的營養物，因此造成牠們數量的減少。有關聖嬰現象與赤道貿易風減弱之間的關聯性，最早可追溯至Wyrtki（1975）及Godfrey（1975）的研究。
不過或許有些人會馬上提出下一個疑問：那麼究竟是什麼因素造成最初風場的改變？依照我們前面曾提過的論點，這主要是由於大氣深對流加熱作用的變化所造成的影響，而這與SST及風場改變息息相關。當然這中間的因果關係是有爭論的，因為ENSO本質上是一個有關海洋大氣耦合的議題，所以很難界定是由誰引起誰的。有關海洋大氣耦合的動力機制，將會在第七章進行討論。