前冬印度洋海盆一致模对ENSO 衰减期华南春季降水的影响

殷 鑫 , 吴小飞

（成都信息工程大学大气科学学院/高原大气与环境四川省重点实验室, 成都 610225）

引言

我国地处东亚季风区，夏季风的爆发和季节推进对我国夏季雨带的建立和北移密切相关[1]。由于海洋等因素影响，夏季风的活动使中国东部夏季降水具有很强的年际和年代际变化特征，因此东亚夏季风及我国夏季降水异常的机理研究一直广受关注。但除了夏季降水以外，中国南方春季降水量可达当地全年降水总量的35% 以上，且同样具有很强的年际变率[2]，如图1 所示。此外，华南地区人口稠密、经济发达，频繁的旱涝灾害给当地居民造成的经济损失和生命财产威胁极大，如2016年春季华南前汛期暴雨灾害频发，造成了重大经济损失。所以，深入研究华南春季降水（SCSR）的年际变率，从而提高春季降水的短期气候预报技巧，对防灾减灾具有重要意义。

厄尔尼诺-南方涛动（ENSO）作为全球最强的海气耦合信号，与我国降水的年际变化具有非常密切的关系，很早就被用作我国降水预测的重要参考指标[3-5]。通常，El Niño 自北半球夏季开始发展，在冬季达到峰值，然后次年春季开始衰减。赤道中东太平洋海温异常（Sea-Surface Temperature Anomaly，SSTA）的强迫作用和西北太平洋局地的海气相互作用，使得西北太平洋反气旋（Western North Pacific Anticyclone，WNPAC）可以从前秋持续至夏季[6]。在El Niño 衰减期的春季，WNPAC 导致我国华南及长江中下游降水偏多，华北地区则降水偏少[7]。但是，华南春季降水（SCSR）与ENSO的关系并不是一直稳定存在的[4]。其中，年代际变率的调控作用是SCSR-ENSO 关系不稳定的重要原因之一。太平洋年代际振荡（Pacific Decadal Oscillation，PDO）是太平洋最重要的年代际振荡信号。研究表明，发生于PDO 正（负）相位期间的El Niño（La Niña）通常导致SCSR 偏多（偏少），而当PDO 与ENSO 处于反相位时，SCSR 异常却不明显，这是由于当PDO 与ENSO 处于同相位时，ENSO 相关的SSTA 通过同相位叠加得到加强，而反相位则会导致SSTA 强度减弱，进而激发出不同的环流异常并导致不同的SCSR 降水异常[8-9]。此外，自20 世纪70年代以来，El Niño Modoki 的发生频率 明 显 增 加[10]。传 统 型El Niño 与El Niño Modoki 对中国东部春季降水的影响几乎完全相反，前者通常导致SCSR 偏多，而后者则导致SCSR 偏少[11]。但是，近期研究[12]进一步指出：El Niño Modoki 与SCSR 的关系 同 样 不 稳 定，El Niño Modoki 同 季 节 的 正SSTA 大值中心所处的经度位置对SCSR 异常具有决定作用；SSTA 大 值 中 心 偏 东 的El Niño Modoki个 例 会 导致SCSR 正异常，而偏西靠近日界线的个例则导致SCSR负异常；这是由于偏东型El Niño Modoki 仍可以激发出WNPAC，从而为华南地区提供充足的水汽来源；而偏西型El Niño Modoki 却在西北太平洋激发出了异常气旋性环流，导致华南降水减少。可见，春季El Niño Modoki 的SSTA 大值中心所处的经度位置，与同季节的SCSR 关系密切。但是春季同时期的SSTA 异常很难用于SCSR 的短期气候预测，气候预测通常需要寻找前期的气候影响因子。

除了太平洋外，北半球冬季印度洋SSTA 同样对东亚大气环流和降水具有重要影响。印度洋SSTA存在两个典型模态，即热带印度洋海盆一致变化模态（Indian Ocean Basin，IOB）[13]和南印度洋偶极子模态（Indian Ocean Dipole，IOD）[14]。IOB 与长江中下游以北至华北地区的春季降水呈显著正相关关系：当印度洋冬季海温呈现海盆一致偏暖时，东亚副热带急流减弱，东亚大槽偏东偏弱，有助于低层偏南气流带来的水汽在长江中下游以北至华北地区形成水汽辐合，导致该地区春季降水偏多[15]。但IOB 对中国春季降水存在季节差异。3月IOB可通过加强WNPAC 导致SCSR正异常。而随着季节推进，4～5月WNPAC 位置逐渐北移，进而导致长江及以北地区降水偏多[16]。此外，南印度洋偶极子对中国降水年际变化也具有显著影响[17]。实际上，ENSO 除了通过太平洋SSTA 直接影响东亚环流异常，还可以在冬季通过大气桥影响印度洋SSTA，然后通过“充放电效应”，将印度洋SSTA维持至春、夏季，进而激发异常大气环流[18]。因此，鉴于印度洋SSTA 对中国华南春季降水的显著影响，ENSO 衰减期印度洋也可能存在SSTA 对大气环流和中国华南春季降水具有重要影响，值得深入探讨。

综上所述，太平洋和印度洋SSTA 均对我国华南春季降水具有重要影响，而且二者具有紧密联系。对于ENSO 衰减年的春季，印度洋与太平洋的SSTA 可能同时存在，也可能仅存其一。因此，本文拟通过分析ENSO 衰减期印度洋和太平洋的不同SSTA 配置，阐明各类配置对大气环流和我国华南春季降水的影响，揭示春季印度洋和太平洋SSTA 通过海气相互作用影响大气环流的物理过程，进而为SCSR 短期气候预测提供更为可靠的理论根据。

1 数据和方法

1.1 数据

本文采用的观测和再分析资料包括：（1）中国气象局846 站的降水观测资料；英国哈德莱中心的全球逐月海表面温度资料（HadISST1.1）[19]，水平分辨率为1°×1°；欧洲中心第五代大气再分析资料（ERA5）[20]，包括逐月气压层位势高度场、风场和比湿等变量，水平分辨率为1°×1°，垂直共有19 层。观测和再分析数据时间范围为1951年1月～2019年12月。

1.2 方 法

参考Wu and Mao[8]定义，本文SCSR 的研究区域为110°～122°E、22°～30°N，该范围内的春季降水气候态和年际标准差均为中国东部最大值（图1），同时将该区域内的平均降水定义为SCSR 指数。ENSO 事件基于前冬（12月～次年2月）季节平均Niño3.4 指数进行选取，将冬季平均Niño3.4 指数＞0.5℃的年份定义为El Niño年，而＜-0.5℃的年份则为La Niña年。参考Zheng 等[21]的研究工作，并结合SCSR 与印度洋SSTA 的相关关系空间分布（图2），本文将IOB 指数定义为热带印度洋（30°S～30°N，40°～100°E）内SSTA的区域平均值，将冬季IOB 指数大于一个正标准差的年份选取为IOB 暖异常年，而小于一个负标准差的年份定义为IOB 冷异常年，其余则为无异常的中性年。根据以上ENSO 和IOB 的定义，可将1951～2019年共69 a 划分为9 类，如表1 所示。所有暖IOB年份中，除1959年为ENSO 中性年外，其它均为El Niño年份；所有冷IOB年份中，除1994年和1997年为ENSO 中性年外，其它均为La Niña年份。从统计结果看出，冬季IOB 确实是受ENSO 强迫所致[18]。鉴于个例数量和研究需求，本文仅对以下4 类情况进行讨论：（1）El Niño 与IOB 暖位相共存年（El_wIOB）；（2）La Niña 与IOB 冷位相共存年（La_cIOB）；（3）单 独El Niño年（El_nIOB）；（4）单独La Niña年（La_nIOB）。为了说明不同IOB 与ENSO 配置对SCSR 的影响，本文对以上这4 类情况进行了合成分析，采用Student’s t 方法检验了合成场的显著性。本文中所有变量均通过最小二乘法去除线性趋势。若无特别说明，本文中ENSO年春季均指ENSO 衰减年的春季。

表1 1951～2019年冬季ENSO 与IOB 冷暖事件分类表

图1 1951～2019年中国东部春季（3～5月）降水气候态（a）和标准差（b）空间分布（单位：mm/d，红色方框（110°～122°E，22°～30°N）代表华南地区）

图2 1951～2019年华南春季降水与前冬（上）和春季（下）印度洋及太平洋海表温度异常的相关系数分布（加点区域表示相关系数通过95%水平的显著性检验）

本文中大气整层垂直积分的水汽通量（Q）及其散度（D）计算公式如下[22]：

式中：ps为海平面气压（取1000 hPa）；pt为顶层气压，考虑到高层水汽较少，本文取为100 hPa；q为 大气的比湿（单位：kg·kg-1）；u和v分别为纬向（λ）和经向（ϕ）风速（单位：m·s-1）。水汽通量散度的单位为kg·m-2·s-1。

根据Krishnamurti[23]的研究结论，将水平风分为两个部分：非辐散风（旋转风）和辐散风，则有：

式中：ψ为流函数， χ为速度势。在笛卡儿坐标系中，则有：

式中：uψ和vψ代表水平风的旋转分量，uχ和vχ代表水平风的辐散分量。则水平散度D的计算公式如下：

将公式（7）带入（8）中得到：

2 不同ENSO 和IOB 配置类型与SCSR异常的关系

如图2a 所示，SCSR 与前冬赤道中东太平洋、热带印度洋、南海及中国东部近海海域的SSTA 呈显著的正相关关系，而与菲律宾以东西北太平洋的SSTA为负相关关系。实际上，在El Niño年期间，赤道中东太平洋正SSTA 可通过激发西传的大气Rossby 波，在西北太平洋形成WNPAC 异常环流，并在局地海气相互作用下在中国东部近海海域形成正SSTA、菲律宾以东西北太平洋形成负SSTA[6]。可见热带太平洋的相关系数分布主要来自于ENSO 的影响。此外，相关系数在热带印度呈现海盆一致性的正相关，因此SCSR 可能同时受印度洋IOB 的影响。值得注意的是，SCSR 与ENSO 和IOB 相关海域SSTA 的强相关关系可以从前冬一直持续ENSO 衰减年的春季（图2b），可见采用前冬的IOB 和ENSO 指数作为SCSR 的影响因子，研究二者不同配置对SCSR 的影响是合理的，而且对于春季短期气候预测具有参考价值。

因此，为了进一步讨论不同热带印度洋、太平洋SSTA 配置与SCSR 异常的关系，本文基于表1 对不同ENSO 和IOB 配置下中国东部春季降水异常进行了合成分析。结果表明：在El_wIOB 发生期间，中国东部春季降水显著增多，其中SCSR 异常增加幅度最大（图3a）；在La_cIOB 发生期间，SCSR 出现大幅度负异常（图3b）；二者的SCSR 异常幅度均超过1 mm/d，且均通过95% 水平的显著性检验，但El_wIOB年的正异常降水中心比La_cIOB年的负异常降水中心相对偏北。不同于ENSO 与IOB 同时发生的年份，当热带印度洋SSTA 不显著时，El_nIOB 或者La_nIOB年的SCSR 均不显著（图3c 和 图3d）。此时，在El_nIOB期间，中国西南边界地区春季降水出现一定程度负异常，而在La_nIOB 期间长江以北出现弱降水负异常。由此可见，当前冬热带印度洋SSTA 不强时，单纯的El Niño 或La Niña 事件对SCSR 影响不明显，而当前冬印度洋海盆出现显著暖（冷）异常时，El Niño（La Niña）会导致SCSR 显著增多（减少）。

图3 1951～2019年4 类不同IOB-ENSO 配置下中国东部春季降水异常合成（a. El_wIOB，b. La_cIOB，c. El_nIOB，d. La_nIOB，单位：mm/d，加点区域表示降水异常通过95%水平的显著性检验）

3 印度洋SSTA 影响春季ENSO 环流和SCSR 异常的物理机制

3.1 冬春季SSTA 时空演变特征

为了分析不同ENSO 和IOB 配置下印度洋和太平洋SSTA 的空间分布差异，图4 给出了从前冬ENSO 成熟期到春季衰减期SSTA 的时空演变特征。在El_wIOB 事件发生年份，前冬热带中东太平洋为异常偏强的正SSTA，而热带西太平洋和北太平洋则则为较弱的负异常，呈现出典型的El Niño 分布特征；同时，印度洋海盆全区域呈现一致性的正SSTA，且该正异常一直延伸至南印度洋和中国南海（图4a）。该海温模态可以一直维持至春季，虽然到春季时热带太平洋SSTA 强度已经发生明显衰减，但印度洋海盆SSTA强度几乎无变化（图4e）。类似地，在La_cIOB 事件发生年份，前冬和春季呈现出与El_wIOB 相反的SSTA分布，印度洋的负SSTA 同样可一直持续至春季，且强度基本不变（图4b 和图4f）。而在El_nIOB 事件的冬季，热带太平洋SSTA 空间分布特征与El_wIOB 期间的空间分布和强度均较为类似，虽然赤道中东太平正SSTA 强度稍弱，但二者在印度洋差异很大，El_nIOB事件期间冬季印度洋SSTA 强度很弱且几乎不能通过统计检验（图4c），且El_nIOB 事件热带中东太平洋SSTA 衰减速度明显快于El_wIOB 事件，至春季时热带中东太平洋SSTA 强度大幅减弱（图4g），暖SSTA主要位于热带中太平洋。而La_nIOB 事件发生期间，热带太平洋和印度洋海盆的SSTA 空间分布与El_nIOB相似，但SSTA 强度略强（图4d 和图4h）。

需要说明的是，虽然El_nIOB年份春季热带太平洋SSTA 空间分布与El Niño Modoki 类似，但并非所有El_nIOB 事件均为El Niño Modoki。经 与El Niño Modoki 发生年份相对比[24]，15个El_nIOB个例中有4个El Niño Modoki 事件，且8个El_wIOB 事件中同样有2个El Niño Modoki 事件，均约占各自总数的25%。可见，本文基于IOB 和Niño3.4 的分类方法是独立于El Niño Modoki 分类方法的。前文指出，El Niño Modoki 对SCSR 的影响与春季同期SSTA 所处的经度位置密切相关[12]，因此，将同期El Niño Modoki 作为SCSR 的预测因子具有一定困难。而对比ENSO 衰减年自前冬到春季的SSTA 演变特征（图4）可知，受ENSO衰减影响，虽然春季赤道中东太平洋SSTA 明显减弱，但印度洋SSTA 强度基本保持不变。可见受印度洋“电容器效应”的影响[18]，ENSO 衰减年印度洋SSTA 持续性更好。因此，利用前冬表征印度洋海温异常SSTA 的IOB 指数与ENSO 指数来研究SCSR 异常是合理的，而且从统计结果看对短期气候预测具有实用价值。

3.2 印度洋SSTA 对ENSO 环流的影响

不同空间分布型的SSTA 均可通过激发大气环流异常，进而导致不同的降水异常分布。考虑到无论是降水异常还是SSTA 演变特征，El_wIOB 和La_cIOB均有较好的对称关系，且El_nIOB 和La_nIOB 也同样如此。因此，为了分析更为简单明了，接下来将通过对比El_wIOB 和El_nIOB 两类事件（图5～6），重点分析印度洋SSTA 影响ENSO 衰减期大气环流与SCSR 降水异常的物理过程。

在El_wIOB 期间，SSTA 在热带印度洋、西太平洋和中东太平洋呈现为"正-负-正"的纬向三极型分布（图4e）。首先，热带中东太平洋的强正SSTA 通过激发西传的大气Rossby 波，并在西北太平洋下沉，在对流层中低层形成强大的异常高压（图5a）和WNPAC（图5c）。同时，虽然印度洋SSTA 为一致性暖异常，但暖中心主要位于赤道以南，而赤道以北相对较弱（图4a 和图4e），这种SSTA 的赤道非对称性是典型的IOB 春季SSTA 分布[21]。在El_wIOB 的春季，该非对称SSTA 在热带印度洋激发出赤道南北反对称异常环流，主要表现为赤道以北为东风异常，赤道以南为西风异常（图5c）。Du 等[25]研究指出，这种“C”型异常环流主要是由位于副热带南印度洋的SSTA 强迫局地对流，引发副热带北印度洋向南的越赤道气流，越赤道气流在科氏力作用下，形成副热带北印度洋为东风异常、南印度洋为西风异常的“C”型赤道反对称异常环流。数值试验结果同样证明，IOB 型海温敏感性试验的确可以通过Matsuno-Gill 响应激发出此类异常环流形势，且赤道以北的海洋性大陆和印度洋上空的东风异常，有利于西北太平洋反气旋进一步增强并向西延伸[26]。同时，赤道以南的印度洋西风异常与赤道西太平洋东风异常在海洋性大陆偏南区域相遇辐合（图5c），导致水汽抬升并释放凝结潜热。该上升气流在西北太平洋下沉，该异常垂直经向环流有利于西北太平洋异常反气旋进一步增强并西伸（图5c）。西北太平洋异常反气旋的加强和西伸，导致我国华南地区受异常西南风控制，造成西南水汽通量异常，为华南地区提供了充足的水汽（图7a）。而在El_nIOB 期间，西北太平洋同样存在异常高压和WNPAC（图5b 和图5d），但其强度明显弱于El_wIOB 期间。除了赤道中东太平洋SSTA 强度偏弱外，印度洋SSTA 偏弱同样是一个重要原因。印度洋SSTA 强度偏弱，导致了赤道以北印度洋及海洋性大陆东风异常偏弱，不利于WNPAC西伸增强。

图4 1951～2019年4 类IOB-ENSO 配置下的前冬（左）和春季（右）SSTA 合成（a、e. El_wIOB，b、f. La_cIOB，c、g. El_nIOB，d、h.La_nIOB，单位：℃，加点区域表示SSTA 通过95%水平的显著性检验）

图5 1951～2019年El_wIOB（左）和El_nIOB（右）事件春季850 hPa 位势高度（a、b，单位：m2 ·s-2）和水平风场（c、d，单位：m·s-1）异常合成（a、b 中加点区域表示位势高度异常通过95%水平的显著性检验，c、d 中红色箭头表示风矢量中至少有一个分量通过95%水平的显著性检验）

对流层高层的环流也受到印度洋SSTA 的影响。在El_wIOB 期间，热带印度洋和太平洋强正SSTA 在热带对流层高层激发出强大的位势高度正异常，与中高纬的负异常形成显著的经向梯度（图6a），增强了青藏高原南侧的高空副热带西风急流（图6c），进而在华南上空形成异常辐散环流，导致该区域水汽辐合凝结抬升（图7a），有利于降水发生（图3a）。而在El_nIOB期间，由于春季其印度洋海盆和热带中东太平洋SSTA较弱，因此其高空位势高度正异常范围强度较弱（图6b）。而因热带印度洋SSTA 强度不够显著，导致热带印度洋上空对流层高层位势高度异常偏弱，位势高度南北梯度不明显，因此东亚副热带急流并无明显异常，导致华南上空并无明显环流异常（图6d），水汽散度异常不显著（图7b），不利于降水异常发生（图3c）。

图6 同图5，但为200 hPa 位势高度和水平风场异常合成

为从大气环流垂直结构的角度进一步分析印度洋SSTA 对 WNPAC 加强和位置的贡献，图8 给出了对流层高、低层的散度风和500 hPa 垂直速度分布。前文分析指出，在El_wIOB 春季，由印度洋SSTA 导致的印度洋赤道南侧西风异常与ENSO 相关的赤道西太平洋东风异常在热带东印度洋相遇辐合（图5c），水汽辐合形成上升运动（图7a）。从500 hPa 垂直速度（图8e）可见，赤道以南的东印度洋和海洋性大陆具有明显的垂直上升运动，与水汽辐合区一致。水汽抬升过程中释放凝结潜热，加热高层大气，在赤道东印度洋对流层高层形成速度势负异常区（图8a）。与速度势负异常对应的异常辐散风向西北太平洋的速度势正异常区辐合（图8a），并形成强烈的下沉运动（图8e），有利于WNPAC 强度的维持和增强。同时，西北太平洋对流层低层为速度势负异常，低层辐散风向赤道以南东印度洋和中国华南地区辐散（图8c）。而在El_nIOB 期间，高低空辐散风异常呈现出经向Walker 型环流，异常环流在西北太平洋下沉，在赤道中太平洋上升（图8b 和图8d）。而此时由于印度洋SSTA异常较弱，春季印度洋高低空环流异常均不显著，仅赤道中太平洋存在范围较小的弱垂直上升运动（图8f），不存在显著的经向或纬向垂直环流结构，因而WNPAC 较弱且无法长时间维持。可见，由印度洋SSTA导致的赤道东印度洋辐合上升气流，并在西北太平洋下沉，对春季WNPAC 的维持具有重要贡献。

图7 1951～2019年El_wIOB（a）和El_nIOB（b）事件春季对流层整层积分的水汽通量（矢量，单位：kg ·m-1·s-1）和水汽通量散度（填色，单位：10-5 kg·m-2·s-1）异常合成（加点区域表示水汽通量散度异常通过95%水平的显著性检验，红色箭头表示水汽通量中至少有一个分量通过95%水平的显著性检验）

为了进一步解释印度洋SSTA 通过垂直环流影响WNPAC 和SCSR 异常的过程，图9 给出了沿100°～130°E 的经向环流垂直剖面。在El_wIOB 期间（图8a），由印度洋暖SSTA 导致的印度洋西风异常与ENSO 相关的赤道西太平洋东风异常在热带南侧的东印度洋辐合，造成上升运动，该上升气流在西北太平洋下沉，有利于WNPAC 的强度维持。同时受青藏高原南侧高空副热带西风急流加强的影响（图6c），华南地区高空辐散加强（图8a），促进了华南地区上升运动（图8e），从而在东印度洋赤道南部-西北太平洋-中国华南形成“上升-下沉-上升”的异常经圈环流（图9a）。该经圈环流的形成，有利于印度洋赤道南部的上升气流在西北太平洋下沉，加强和维持WNPAC，同时WNPAC西侧的低层南风异常将水汽持续输送至华南，并在高层辐散的抽吸下发生上升运动，导致华南降水偏多。而在El_nIOB 期间，由于印度洋SSTA 的强度较弱，赤道东印度洋南部的上升运动不显著，西北太平洋的下沉运动较El_wIOB 明显偏弱（图9b），不存在明显的经向环流结构，华南地区上升运动异常不明显，上升运动仅位于赤道中太平洋（图8f）。

图8 1951～2019年El_wIOB（左）和El_nIOB（右）事件春季（a、b）200 hPa、（c、d）850 hPa 速度势（填色，单位：106 m2·s-1）和辐散风（矢量，单位：m·s-1）以及（e、f）500 hPa 垂直速度（填色，单位：10-2 Pa·s-1）异常合成（加点区域表示速度势和垂直速度异常通过95%水平的显著性检验）

图9 1951～2019年El_wIOB（a）和El_nIOB（b）事件春季沿100°～130°E 的经向环流异常垂直剖面（填色表示垂直速度，单位：10-2 Pa·s-1；箭头表示环流，经向分量单位：m·s-1，垂直分量单位：10-2 Pa·s-1；加点区域表示垂直速度异常通过95%水平的显著性检验，箭头表示经向速度或垂直速度异常中至少有一个通过95%水平的显著性检验）

由此可见，印度洋SSTA 可以通过影响El Niño 的异常环流，进而影响SCSR。在对流层低层，印度洋SSTA 在热带印度洋激发出赤道南北反对称异常环流。赤道以北的印度洋及海洋性大陆为东风异常有利于WNPAC 西伸加强。同时，赤道以南的西风异常在海洋性大陆以南的东印度洋区域发生辐合上升，并在西北太平洋下沉，形成垂直经向环流。二者均有利于西北太平洋异常反气旋在春季的维持和西伸，进而给华南地区地区提供充足的水汽。而在对流层高层，印度洋海温暖导致热带印度洋对流层高层出现位势高度正异常，增加了位势高度南北梯度，导致东亚副热带高空急流增强，华南上空辐散加强，同样有利于华南降水发生正异常。

4 结论与讨论

本文基于1951～2019年气象观测站降水数据、哈德莱中心的海表温度数据集HadISST1.1 和欧洲中心ERA5 大气再分析资料，对IOB 通过影响ENSO 相关的环流异常并进一步调制ENSO-SCSR 关系的物理机制进行了诊断分析，得到如下主要结论：

（1）IOB 对ENSO 与SCSR 之间的正相关关系具有重要影响。当El Niño（La Niña）与IOB 暖（冷）相位同时发生时，SCSR 为显著正（负）异常。而当El Niño或La Niña 单独发生而印度洋SSTA 不显著时，SCSR同样异常不显著。可见，对于ENSO 与IOB 同时且同相位发生的年份，SCSR 与ENSO 的关系更稳定。

（2）与IOB 同时发生的ENSO 事件SSTA 相对较强且衰减相对较慢。在冬季ENSO 成熟期，El_wIOB事件的正SSTA 不仅在热带印度洋明显强于El_nIOB事件，同时在赤道中东太平洋的正SSTA 的异常幅度同样更大。而在春季ENSO 衰减期，二者在赤道中东太平洋的正SSTA 均明显减弱，但El_nIOB 的SSTA衰减更快，强度更弱。而且El_wIOB 在印度洋的正SSTA 强度几乎维持不变，而El_nIOB 异常却不显著。La_cIOB 和La_nIOB 的负SSTA 具有类似的空间分布和衰减特征。

（3）在对流层低层，相较于El_nIOB 事件，El_wIOB在赤道中东太平洋SSTA 更强，能够在西北太平洋激发出更强的异常反气旋。同时，热带印度洋的正SSTA激发出赤道南北反对称环流，在赤道以北的印度洋及其东部地区形成东风异常环流，而在赤道以南的印度洋上空形成异常西风环流。西风异常环流在海洋性以南的东印度洋区域发生辐合上升，并在西北太平洋下沉，进而形成经向垂直环流异常。由印度洋正SSTA激发的赤道以北的东风异常和赤道以南的西风异常相关的垂直经圈环流，均有利于西北太平洋异常反气旋的维持和西伸，进而为华南地区提供充足的水汽。

（4）在对流层高层，El_wIOB 期间印度洋的正SSTA在热带印度洋上空的对流层高层激发出正位势高度异常，进而增大了亚洲地区热带与副热带之间的位势高度经向梯度，导致东亚副热带高空急流增强，进而在华南地区形成高空辐散，有利于水汽凝结抬升形成降水。而El_nIOB 期间热带印度洋SSTA 不显著，东亚副热带高空急流强度和位置变化不大，华南上空辐散条件不显著，不利于降水异常的产生。

由此可见，虽然与ENSO 相关的赤道中东太平洋SSTA 是春季西北太平洋异常反气旋形成的主要原因，但印度洋SSTA 在对异常反气旋的强度维持和西伸以及高空辐散条件的形成上具有显著作用，进而持续为SCSR 提供水汽输送和动力抬升条件。考虑到印度洋海温异常的电容器效应[18]，在ENSO 衰减期，将印度洋SSTA 和ENSO 结合起来预测SCSR，结果可能更具参考性。

本文基于IOB，研究了印度洋SSTA对ENSO与SCSR关系稳定性的影响。事实上，IOB 本身就是受ENSO影响而形成的[18]。因此，本文所讨论的印度洋SSTA对ENSO 环流的影响，实际可以看作是有IOB 型ENSO 和无IOB 型ENSO 的环流差异。通过表1 同样可以看出，仅有极少的IOB个例是独立于ENSO 发生的。因此，几乎不可能基于观测资料单独讨论热带印度洋SSTA 对东亚环流的影响。不过，近年来，越来越多的研究工作基于海气耦合模式设计区域海洋起搏器（Pacemaker）试验，在考虑全球海气反馈过程的前提下研究区域海温异常对周边大气环流的影响[27-28]。而且当前气候模式已经能够较好地模拟印度洋的模态和变率[29]，为此，后续将进一步结合数值试验研究印度洋SSTA 对ENSO 及周边大气环流的影响。