东南西北字母缩写怎么记住(最简单辨别东南西北)

南大西洋和东南太平洋是热带气旋频数极低的区域（东南太平洋尚无记录），而更是没有一个出身于热带辐合带（ITCZ）内的热带气旋，而对应北半球的东太平洋和北大西洋则经常有飓风活动，毗邻两片海洋的美国在夏季往往就面临着飓风的威胁。而南半球的大国——巴西虽然也临海，却很少听说有类似的风暴袭击？美国又成了最大输家？

如果我们用经向风为0的临界线，或者低纬度向外长波辐射（OLR）极小值区域（对应对流活跃区域）代表ITCZ位置，我们会发现，这样的情况与东太平洋-大西洋一带ITCZ常年位于北半球有关。

图1 气候平均态（1981-2010年）大西洋区域（60°W-0）向外长波辐射（OLR）周年变化的经向-时间剖面图.

图2 同图1，但为东太平洋区域（140°W-80°W）

图3 同图1，但为气候态海表面经向风

图4 同图3，但为热带东太平洋·。

热带辐合带（ITCZ）作为最直接的热力直接环流上升支区域（即对应Hadley环流上升支），如同全球经向平均环流的“主对称轴”，似乎应该是围绕赤道这一接收短波辐射最强区域，而随着太阳直射点的周年变动而南北摆动。但在东太平洋和大西洋，热带辐合带虽然也有南北摆动，但却常年维持在北半球区域。这一现象早在17世纪末便被发现，但直到20世纪末才有了一个被广泛接受的解释。

为了用物理机制解释这一问题，首先，我们需要做一些较为基本的概念解释。这些基本概念在机制中非常关键。

1.大气平均的三圈环流，由极地-赤道热力场差异和地转偏向力（科氏力）共同引起，其中在地表附近便是著名的平均“三风四带”。

图5 大气经圈三圈环流模型。

2.Ekman漂流与Ekman输运：Ekman漂流是在海洋顶部一定深度（称作Ekman深度）内，由于海表面风应力作用、科氏力共同作用下的一种稳定的风漂流。它的流速随深度增加快速减小，方向则随深度增加逐渐右偏（北半球）/左偏（南半球）。

Ekman漂流导致的海水输运称为Ekman输运，满足：

其中τ为风应力，方向与海表面风向一致。这个式子表明，理想状态下Ekman输运只会指向海表面风垂直方向上输运，在北半球海水输运方向垂直于海表风向且位于风向右侧，南半球反之（位于左侧）。实际上，对于整个Ekman层进行受力分析，这样的结果可以视作风应力与科氏力平衡的产物。

3.海洋上混合层温度倾向方程：一个诊断上混合层温度随时间变化的方程。

其中第一个方程左端代表海洋上混合层温度仅随时间的变化（局地变化），后面三项分别是辐射加热作用、平流作用项和垂直夹卷项。其中Qnet为净热通量，而下方第二个方程即说明其包括了感热、潜热、短波与长波辐射。

看起来BlaBla这么复杂，对于科普方面，只需要知道某个区域海洋上混合层温度变化，由热量收支状况、平流作用和垂直运动引发。其中辐射状况包括从太阳获得的短波辐射，自身向大气/外太空的长波辐射，与大气之间热传导的感热和蒸发带走的潜热有关。由于上混合层内海水垂直温度梯度很小，也可以看做控制海表温度（SST）如何变化的方程。

4.地形~南大西洋两岸的地形，当年还给魏格纳很大的启发呢。

图8 同图7，但为热带南大西洋两岸地形

好了，如果基本概念你清楚了的话，解释这个现象成因就不是什么难题了。

首先，我们先可以看到，在三圈环流主导下，南半球低纬度区域有东南信风而北半球低纬度区域有东北信风。但我们也可以看到，中美洲西海岸，南美西海岸以及非洲赤道以南区域的西海岸），海岸线总体走向接近西北-东南走向。对于北半球而言，我们由Ekman输运的概念，可以得到东北信风驱动下总体海水是向西北方向输运，平行于海岸线方向，不会引起海水总体向岸/离岸运动；但对于南半球而言，此时平行于海岸的东南信风却会导致总体海水向西南方输运，产生明显的离岸运动；考虑海水运动的连续方程，既然Ekman深度之上有明显的离岸运动，肯定有更深层的海水涌升补充这一“空缺”，就形成了著名的沿岸涌升流，这是东南太平洋海表温度显著偏冷的一大原因。

另外，秘鲁寒流的平流作用也起到了重要作用，而由于地形因子作用，加利福尼亚寒流并没有影响到中美洲西海岸地区。这两个因素共同作用，导致了热带东太平洋范围内，南半球部分SST显著低于北半球部分，打破了太阳直射点周年摆动造成的太阳辐射量影响。

图9 气候态（1981-2010年）东太平洋地区年均涌升流强度（填色部分，单位10^-3cm/s）、SST（等值线）和表面风场（矢量）。

大西洋也有类似作用，但要注意到赤道以南的非洲西海岸海岸线总体更接近南北走向（东西分量较小），沿岸涌升流较弱；此外，厄加勒斯角纬度远比合恩角低，不足以从南极绕极流中明显分流，这也导致西南非洲沿岸的本格拉寒流强度比秘鲁寒流显著偏弱，因此热带大西洋SST“南低北高”的态势不如东太平洋明显。这是当地热带辐合带能常年维持在赤道以北的重要基础。

图10 同图9，但为大西洋区域

那这样的海表面温度态势又决定了什么？也许最直接能想到的状况，就是：既然热带东太平洋/大西洋的跨赤道海温不对称状况，那北半球海温高的地区能加热上空的大气，出现一个异常上升气流区并伴有低层辐合，而南半球海温低的地方对应出现异常下沉气流区并伴有低层辐散，形成了一个跨赤道的环流圈。这样热带辐合带这种低空辐合-盛行上升气流区域肯定偏向北半球了。

这个想法本质上当然合理，但另一个问题就出来了：随着这样的环流建立，北半球高海温区肯定要有活跃的对流云，阻挡了海面接收太阳短波辐射的加热，这样持续下去较高的海温肯定会下降；而南半球低海温区在下沉气流控制下晴空万里，太阳辐射也会加热较冷的海表，让其有所增暖，最终导致海温南冷北暖的局面逐渐减弱，这样的环流也肯定无法维持。而且，这只是一个机制（被称作云-SST负反馈）；此外还有其他负反馈机制会削弱这样的海温分布。如此下去，又有什么作用维持赤道洋区这样的海温状态？

在1994年，谢尚平与Philander等人提出了风-蒸发-SST正反馈机制。通过模拟实验与观测结果，最终证明了这个机制是赤道东太平洋和维持这种基础的海温分布并使得热带辐合带常年位于赤道以北的重要原因。

这个机制如何解释了这一现象呢？

首先，因为低纬度盛行的信风和当地海陆分布的地形，得到了热带东太平洋-大西洋基本的南（半球）低-北（半球）高海温分布（前文也提及这是这一现象形成的基础），这样北半球较暖洋区加热当地大气形成异常上升区，海平面气压场上出现一个异常低压；同理南半球较冷洋区，对应有异常下沉区域海平面气压场上的异常高压，并形成了一个跨赤道的环流圈。这样的地面气压场分布，会有一个跨赤道南风出现；而注意到低纬度较为微弱但仍然存在的地转偏向力（科氏力），它会导致这个跨赤道的南风在南半球部分向左偏，成为东南风；而在北半球的部分向右偏成为西南风。

但此时也不要忘记了背景的风场——在三圈环流的背景下，北半球低纬度区域盛行东北信风而南半球低纬度盛行东南信风。在北半球，背景的东北信风和这个环流圈诱生的西南风叠加，效果是导致东北信风减弱；而南半球，背景的东南信风和新诱生的东南风叠加，显然是导致了东南风更强了。

而一个很显然的事实是，风越强的洋区，风引起的海面蒸发也会越强。这样的情形在生活中也很常见——晾晒衣服时，相同的光照强度下显然是风大有利于晾晒更快。于是，南半球洋区的蒸发比北半球的蒸发更强了。而蒸发过程，显然是从海洋中带走热量——这部分热量正是蒸发后水蒸气蕴含的潜热。于是，南半球部分失去的潜热远多于北半球部分，上层海洋也将变得更冷，而北半球则相对变得更暖——这也是温度倾向方程带来的结论。

如上文所言，初始的海温异常通过激发出异常风场，引起蒸发量改变，并导致海温进一步变化的物理机制，便是风-蒸发-SST机制（英文缩写为WES）。在赤道东太平洋和大西洋地区，这样的机制导致初始的南（半球）冷-北（半球）暖的状态进一步发展，表现为正反馈机制。

图11 WES机制模型。

按WES机制理论，东太平洋和大西洋地区热带辐合带能长期维持在赤道以北的主要成因如下：首先，大陆海岸走向与三圈环流下的盛行信风造就了当地北半球海温较高、南半球海温较低的初始状态，并因为这样的海温不对称分布形成了一个初始的异常环流圈，低空存在跨赤道的南风；随之，在WES机制作用下，这样的海温异常进一步发展，并与其它负反馈机制达到平衡，使得这一地区南（半球）冷-北（半球）暖的海温状态得以维持，从而通过热力作用支持下让热带辐合带常年维持在较暖的北半球。

当然，WES机制并不是唯一能解释这样现象的理论。这里也简要介绍一下其他机制。

前文所及，初始的南冷北暖的海温分布下，有异常的跨赤道南风。而这样的南风在赤道以南则是一个辐散状态，而在赤道以北则是辐合状态。由Ekman抽吸可知，这将导致赤道以南出现附加的海水上涌，对应有SST下降；而赤道以北海水有异常辐聚下沉，SST上升，导致南冷北暖的局面进一步强化维持。这便是越赤道流-上升支-SST正反馈机制。

而另外一个机制是层云-SST正反馈机制。对于南半球部分较冷洋面，它使得当地近海表的大气温度较低，这样大气层结较为稳定（寒流区或寒暖流交汇区多海雾也是此原因），容易形成低空的层云，并遮挡太阳，阻碍海表吸收太阳辐射，从而进一步导致海表变冷，强化了这样的海温分布。

图12 气候态东太平洋和大西洋云量分布，其中东南太平洋与东南大西洋多为具有明显冷却作用的层云。

————–概括式总结————–

所以，当地海陆分布特点（海岸走向）和低空盛行风，造就了海温南冷北暖的基础；而在这个基础上，WES、跨赤道风-上升流-SST、层云-SST这三大正反馈机制，让这样的海温分布进一步强化维持，并最终导致北半球部分海表更暖，盛行上升气流，热带辐合带也长期维持在北半球。