周明頡，簡茂球

1.中山大學大氣科學學院/季風與環(huán)境研究中心/廣東省氣候變化與自然災害重點實驗室，廣東珠海 519082

2.南方海洋科學與工程廣東省實驗室（珠海），廣東珠海 519082

眾所周知，作為大氣下墊面之一的海洋，由于其存儲巨大熱量并可通過海氣相互作用對大氣環(huán)流施加顯著的影響，因此，其熱力特性的異常對全球氣候變異具有舉足輕重的影響作用。作為熱帶海洋最顯著的年際異常信號之一的厄爾尼諾-南方濤動（ENSO），其對全球氣候異常的影響作用也被許多相關科學研究所揭示［1-4］。ENSO 對其發(fā)展期的我國秋季降水［5-6］和衰減期的春夏季降水［7-10］都有不同的影響。

研究表明，ENSO 在其衰減階段對東亞尤其是我國夏季氣候的影響，主要是通過在副熱帶西北太平洋上空強迫出的異常反氣旋（氣旋）影響西北太平洋副熱帶高壓（西太副高）的位置及強度來實現(xiàn)的［11-14］。而夏季西北太平洋異常反氣旋與ENSO衰減年夏季熱帶印度洋暖海溫異常和赤道中東太平洋的冷海溫異常的強迫密切相關［12，14-17］。有研究表明，ENSO 衰減期夏季熱帶印度洋的海溫異常是通過大氣橋作用對前期赤道中東太平洋海溫異常的滯后響應結(jié)果［18-20］。

研究還表明，熱帶北印度洋海溫對ENSO事件中冬季赤道中東太平洋海表溫度異常的滯后響應時間具有年代際變化特征，年代際轉(zhuǎn)折點發(fā)生在20 世紀的初期和70 年代中期［20-21］，其中以前段和后段的最顯著滯后響應時間較長，可至次年夏季，而中間段的較短，在1～4個月之間。上述年代際變化與赤道中東太平洋海溫變異方差的年代際變化（亦即ENSO季節(jié)演變的年代際差異）密切相關。這種年代際變化實際上反映了ENSO事件對次年東亞氣候的影響過程的年代際變化。此外，夏季海洋性大陸海溫異常對西太副高的年際變化也具有影響作用，且作用的強弱也存在年代際變化［16，22］。

綜上所述，ENSO 對次年夏季西北太平洋上空大氣環(huán)流和東亞氣候的影響，主要通過熱帶印度洋、海洋性大陸及周邊海區(qū)的海溫對赤道中東太平洋海溫異常的滯后響應，進而通過海氣相互作用影響東亞氣候。因此，熱帶印度洋和海洋性大陸及周邊的海溫對ENSO 的滯后響應時間是決定ENSO 影響次年東亞春夏季氣候持續(xù)時間的一個關鍵因素。盡管現(xiàn)有的研究表明，熱帶印度洋海溫對ENSO 的滯后影響時間在20 世紀70 年代出現(xiàn)年代際轉(zhuǎn)變，傳統(tǒng)的東部型厄爾尼諾（El Ni?o）事件在1990 年代后頻率降低，中部型El Ni?o 事件頻率升高［23］，這種ENSO 演變特征的年代際變化是否會影響熱帶印度洋、海洋性大陸等海溫對ENSO的響應時間，目前尚不清楚。因此，本文主要分析熱帶印度洋、海洋性大陸及周邊海域的海溫對ENSO 的滯后響應時間的年代際變化特征，以及ENSO影響次年夏季南海-西北太平洋大氣環(huán)流異常的物理過程的年代際變化及相關機理，這對深入理解東亞夏季氣候變異成因具有重要意義。

1 資料與方法

本文所用資料包括：1）美國海洋大氣管理局提供的擴展重構(gòu)建月平均海溫資料（ERSST V5）［24］，空間分辨率為2°×2°；2）美國國家環(huán)境預報中心-國家大氣研究中心再分析資料［25］，包括月平均三維風場與位勢高度場，空間分辨率為2.5°×2.5°。上述資料選用的時段為1958—2018 年。另外，本文對所用資料都進行了去趨勢處理。冬季（12～2月）對應年份是指1月所在年。

為研究夏季副熱帶西北太平洋異常反氣旋（氣旋）對ENSO 的響應，參考Wang 等［26］的定義，用南海上空經(jīng)向切變渦度指數(shù)

整體描述西北太平洋異常反氣旋（氣旋）強度，其中U850為低層850 hPa緯向風速。

2 熱帶印度洋及周邊海溫對ENSO響應的總體特征及年代際變化

2.1 總體特征

選取Ni?o3.4 區(qū)（5°S～5°N、170～120°W）平均的海溫時間序列，代表赤道中東太平洋海溫的變化，用于描述ENSO 事件演變。圖1 給出了冬季Ni?o3.4 海溫指數(shù)與同期冬季、次年春季和夏季印度洋-太平洋海溫的相關系數(shù)分布。由圖1 可知，從冬季到次年夏季，太平洋的相關系數(shù)空間分布是非常相似的，即與Ni?o3.4 指數(shù)相關性顯著的區(qū)域主要集中在熱帶印度洋-海洋性大陸、南海及熱帶和副熱帶太平洋，其中熱帶中東太平洋與Ni?o3.4指數(shù)的高相關是由于Ni?o3.4區(qū)就處在赤道中東太平洋。但隨著時間的延后，太平洋區(qū)域的顯著相關區(qū)收縮，相關變?nèi)酰较募旧踔猎诔嗟罇|太平洋出現(xiàn)負相關；而在印度洋，顯著相關區(qū)隨著季節(jié)向北收縮，最大相關區(qū)從南向北移至阿拉伯海-孟加拉灣一帶；南海區(qū)域的相關性則是在次年夏季較顯著，范圍較大。另外，上述冬季Ni?o3.4 海溫與同期及后期海溫的相關系數(shù)的時空演變，實際上反映了典型的ENSO 事件的演變特征，以及不同季節(jié)印度洋-太平洋不同海區(qū)海溫對ENSO的響應特征。

為了更有針對性地分析不同海域?qū)NSO過程的響應特征，將印度洋和周邊海區(qū)劃分為4個代表性區(qū)域：熱帶南印度洋（下文簡稱TIO_S；20°S～0°，50°～95°E）、熱帶北印度洋（簡稱TIO_N；0°～20°N，50°～95°E）、南海區(qū)域（簡稱SCS；10°～20°N，110°～120°E）和海洋性大陸（簡稱MC；15°S～2.5°N，100°～140°E），并分別計算各區(qū)域平均海溫作為海溫指數(shù)，然后計算冬季Ni?o3.4 海溫與上述各區(qū)海溫的超前滯后相關系數(shù)。

圖2 給出了Ni?o3.4 區(qū)冬季海溫與不同區(qū)域海溫的超前滯后相關曲線。我們定義最大正相關系數(shù)對應的滯后時間為各區(qū)域?qū)Τ嗟乐袞|太平洋冬季海溫變化的最大響應時間。對TIO_S 海溫而言，從超前4 個月到滯后6 個月其與冬季Ni?o3.4 海溫都存在顯著的正相關，但最大的相關系數(shù)出現(xiàn)在滯后2個月，說明其對冬季赤道中東太平洋海溫的最大響應時間約為2 個月。TIO_N 海溫與Ni?o3.4海溫的相關分布為雙峰型，正相關極值分別出現(xiàn)在同期和滯后4個月，且后者較大，這與已有的一些研究結(jié)果［13，27］是一致的，而顯著的相關性可以維持至滯后7個月即次年夏季。事實上，TIO_N 海溫與Ni?o3.4 海溫相關的第一個峰值是由于該區(qū)域海溫在冬季存在與Ni?o3.4 區(qū)域海溫一樣的同號異常表現(xiàn)（主要是受與ENSO 冷/暖事件伴隨的東亞冬季風異常偏強/偏弱的影響所致，如圖1a 所示），而第2 峰值是對Ni?o3.4 海溫信號響應的結(jié)果。上述事實說明了南、北熱帶印度洋海溫對ENSO的響應時間的是有差別的，并且這種差別是由于ENSO及印度洋局地的海氣相互作用共同造成的［13］。南海海溫與冬季Ni?o3.4 海溫的顯著相關在同期就已出現(xiàn)，并持續(xù)9 個月到次年10 月，但最大的響應出現(xiàn)在滯后6 個月即次年7 月。MC 海溫的顯著響應信號出現(xiàn)的時間與南海的情形類似，但最大響應出現(xiàn)在滯后2個月。上述結(jié)果表明，熱帶南、北印度洋、海洋性大陸及南海的海溫對ENSO的響應特征是有差別的。

圖1 1958—2018年冬季（DJF）Ni?o3.4海溫指數(shù)與（a）同期冬季，（b）次年春季，（c）夏季印度洋-太平洋海表溫度的相關系數(shù)分布（打點區(qū)通過95%的置信度檢驗；虛線框表示劃分的區(qū)域：TIO_S（20°S～0°，50～95°E）、TIO_N（0°～20°N，50°～95°E）、MC（15°S～2.5°N，100°～140°E）及SCS（10°～20°N，110°～120°E））Fig.1 Correlation of the sea surface temperature(SST)in winter(a),subsequent spring(b)and summer(c)with the winter mean SST averaged in Ni?o3.4 during 1958 to 2018. Stippling denotes SST anomalies significant over the 95%confidence level,and the dashed squares in(c)indicate four concerned regions:TIO_S(20°S-0°,50-95°E),TIO_N(0-20°N,50-95°E),MC(15°S-2.5°N,100-140°E)and SCS(10-20°N,110-120°E).

圖2 1959—2018年冬季（DJF）平均Ni?o3.4海溫指數(shù)與TIO_S、TIO_N、MC及SCS等3個月滑動平均海溫指數(shù)的超前滯后相關曲線Fig.2 Lead correlation coefficients between the winter mean SST in Ni?o3.4 and the three-month sliding mean SST averaged in TIO_S,TIO_N,MC and SCS during 1959 to 2018

2.2 年代際變化

為了探討熱帶印度洋及周邊海溫對ENSO的響應時間的年代際變化特征，圖3 給出冬季Ni?o3.4海溫與各區(qū)域海溫進行11 年滑動窗口的超前滯后相關系數(shù)演變剖面圖。從圖3a 可知，TIO_S 海溫與Ni?o3.4 海溫的最大正相關出現(xiàn)的時間呈現(xiàn)明顯的三段式年代際變化，分別在1980 年代初和本世紀初發(fā)生年代際轉(zhuǎn)變，因此我們將時間劃分為1958—1981 年、1982—2000 年與2001—2018 年三段。由圖3可知，在1963—1981年，TIO_S海溫與Ni?o3.4 海溫最大顯著相關系數(shù)出現(xiàn)在滯后2 個月（即3 月），顯著相關持續(xù)至滯后4～5 個月（即5～6月），表明TIO_S 海溫對冬季Ni?o3.4 海溫響應較快、維持時間較短；而在1982—2000 年，最大正相關系數(shù)出現(xiàn)在滯后約4 個月（即5 月），相應的顯著相關可持續(xù)到滯后6～9 個月（即7～10 月），表明該階段TIO_S 海溫對冬季Ni?o3.4 海溫響應較慢、維持時間較長；在2001—2013 年，最大正相關出現(xiàn)的時間又變?yōu)闇蠹s2～3個月，但顯著正相關可維持到滯后約6 個月（即7 月）。TIO_N 的情形（圖3b）與TIO_S 基本相似，不同的是，第1 段時期的最大正相關出現(xiàn)在同期冬季，第2段時期的最大正相關出現(xiàn)時間要比TIO_S 滯后1～2 個月，而第3 段時期的顯著正相關維持時間比TIO_S的長1個月。

MC 海溫與Ni?o3.4 海溫的超前滯后正相關也存在相應的年代際變化特征（圖3c），在第一時段，正相關極值主要在滯后2～3 月（即3～4 月）出現(xiàn)，且顯著正相關維持到滯后5～6 個月（即6～7 月）；而第2 時段滯后的正相關并不顯著；在第3 時段，最大值正相關又出現(xiàn)在滯后2～3月，顯著正相關也與第一時段類似維持到滯后5～7 個月，但在最后4 年顯著正相關維持時間變長，可維持到滯后10 個月（即11月）。

SCS 海溫與Ni?o3.4 海溫的超前滯后相關特征（圖3d）也出現(xiàn)年代際轉(zhuǎn)變：1980 年代中期之前及2012 年之后的相關系數(shù)呈現(xiàn)雙峰值結(jié)構(gòu)，峰值分別出現(xiàn)在同期冬季和次年夏季；1987—2011 年為單峰值，出現(xiàn)在次年夏季，其中1990 年代中期的相關性明顯減弱。另外，總體上看，次年夏季的顯著正相關可維持到9月份。

圖3 冬季平均Ni?o3.4海溫與3個月滑動平均的（a）TIO_S，（b）TIO_N，（c）MC，（d）SCS的超前滯后海溫的11年滑動相關剖面圖Fig.3 Eleven-year sliding correlation between the winter mean SST in Ni?o3.4 and leading three-month sliding mean SST averaged in(a)TIO_S,(b)TIO_N,(c)MC,and(d)SCS

為了進一步分析上述各海區(qū)海溫對冬季Ni?o3.4 海溫的最大響應時間的年代際變化與ENSO事件演變過程的聯(lián)系，我們選擇冬季Ni?o3.4標準化海溫距平（SSTA）大于0.75 的年份算作El Ni?o事件（簡稱EN 事件），小于-0.75 的年份算作La Ni?a 事件（簡稱LN 事件），然后分別合成3 個時期各區(qū)在ENSO 過程的SSTA 演變曲線。在1958—1981 年： EN 年 為1958， 1964， 1966， 1969，1973；LN 年為1965，1971，1972，1974，1976。在1982—2000 年：EN 年 為1983，1987，1992，1995，1998；LN 年為1985，1989，1996，1999，2000。在2001—2018 年：EN 年 為2003，2010，2016；LN 年為2008，2011，2012，2018。需說明的是，大多數(shù)ENSO 事件發(fā)生在相鄰兩個自然年內(nèi)，為了合成的合理性，我們選擇剔除了跨3個自然年的ENSO 事件，即1972、2000 和2012 年的冷事件。

從合成結(jié)果可以看出，三個時期的EN 和LN事件Ni?o3.4 區(qū)的SSTA 都在冬季12 月或1 月 最 強（圖4Aa，Ba，Ca），不同的是赤道中東太平洋海溫異常在第一、第三時期持續(xù)到次年4月，持續(xù)時間較短，而在第二時期可持續(xù)到次年7月，持續(xù)時間較長，因此導致在不同時期各區(qū)域海溫對Ni?o3.4 海溫的響應時間與響應強度存在差異。在1958—1981 年，由于ENSO 持續(xù)時間較短，TIO_S和TIO_N 海溫對Ni?o3.4 海溫的響應快，它們的異常信號只持續(xù)到5、6 月份（圖4Ab，Ac），而MC的海溫異常維持較長時間，因此ENSO次年SCS夏季海溫異常的極值（圖4Ae）主要由夏季MC 海溫異常所致，即MC海溫異?？赏ㄟ^強迫異常經(jīng)圈環(huán)流在副熱帶西北太平洋強迫出異常反氣旋（氣旋）［16，22，28］，進而通過影響入射太陽輻射而導致其下墊面海溫異常（圖4Ad）。在1982—2000 年，由于ENSO持續(xù)時間較長，TIO_S和TIO_N的海溫對Ni?o3.4 海溫的滯后最大響應時間出現(xiàn)較慢，尤其是TIO_N 海溫滯后最大響應出現(xiàn)在次年夏季（圖4Bb，Bc），而ENSO 次年SCS 夏季海溫異常的極值主要是由夏季TIO_N 海溫異常所致，即夏季TIO_N 海溫異常可通過“電容器效應”激發(fā)東傳Kelvin 波在副熱帶西北太平洋強迫出異常反氣旋（氣旋）［14-15，29］，進而導致其下墊面海溫異常（圖4Be），而ENSO 次年夏季MC 海溫與ENSO 冷暖事件的對應關系并不好（圖4Bd），這與圖3c 顯示出的該年代冬季Ni?o3.4 海溫與滯后的MC 海溫相關不顯著是一致的。在2001—2018 年，由于ENSO持續(xù)時間較短，TIO_S 和TIO_N 的海溫對Ni?o3.4海溫的滯后最大響應出現(xiàn)較快（圖4Cb，Cc），但比第一時期稍慢，所以較明顯的TIO_N 海溫異?？梢跃S持到ENSO 次年春末夏初。另外，ENSO 次年夏季MC和SCS海溫異常比前兩時期要明顯一些（圖4Cd，Ce）。

圖4 （A）1958—1981，（B）1982—2000和（C）2001—2018年分別合成的ENSO過程各海區(qū)逐月海溫距平（K）：（a）Ni?o3.4；（b）TIO_S；（c）TIO_N；（d）MC；（e）SCSFig.4 Evolution of the composite monthly mean SST anomalies(K)in four key regions for the ENSO events during(A)1958-1981,(B)1982-2000,and(C)2001-2018

3 ENSO 影響次年夏季南海-西北太平洋大氣環(huán)流過程的年代際變化

從前面的討論可知，南、北熱帶印度洋海溫和海洋性大陸海溫對赤道中東太平洋冬季海溫的滯后最顯著響應出現(xiàn)的時間及顯著響應維持時間具有明顯的年代際變化，而南海海溫與冬季Ni?o3.4 海溫的滯后顯著響應卻幾乎在整個研究時段非常一致地維持到次年夏季（圖3d）。該現(xiàn)象本質(zhì)上體現(xiàn)了ENSO 事件通過其他海域（如熱帶北印度洋、海洋性大陸等）海溫對其的滯后響應，進而通過某種物理過程強迫次年夏季南海-副熱帶西北太平洋上空環(huán)流異常（如低層異常反氣旋或氣旋）的過程，而南海海溫異常是對其上空環(huán)流異常的響應［12，30］，如反氣旋（氣旋）環(huán)流異?？墒沟们缈丈僭疲ǘ嘣朴辏┨鞖獾某霈F(xiàn)，導致入射太陽輻射得偏多（偏少），進而導致下墊面海表溫度的升高（降低）。為了更客觀地評估夏季不同區(qū)域海溫對南海-副熱帶西北太平洋上空環(huán)流異常的影響在不同年代的相對重要性，我們分別計算了各關鍵海區(qū)海溫與南海經(jīng)向切變渦度指數(shù)（SCSSMI），用來表征西北太平洋異常反氣旋（氣旋）的強度）的11年滑動相關系數(shù)，如圖5 所示。結(jié)果表明，與SCSSMI指數(shù)顯著相關的海溫關鍵區(qū)在不同時段是不同的，可清晰地劃分為4個時期（具體見下面討論），這表明ENSO可以通過不同的相關海區(qū)的滯后響應來影響次年夏季南海-西北太平洋大氣環(huán)流異常。因此，影響南海-西北太平洋夏季大氣環(huán)流異常的海溫關鍵區(qū)的年代際變化特征與前面討論的熱帶印度洋及鄰近海溫對赤道中東太平洋冬季海溫異常的顯著響應時間的年代際變化是有差別的。

從圖5 可知，在20 世紀60～70 年代中，MC 海溫與SCSSMI 的相關最顯著。以EN 事件為例，該時段EN 事件次年夏季合成的大氣環(huán)流異常結(jié)果（圖6Aa，Ba）表明，在西北太平洋上空存在明顯的異常反氣旋，而MC海溫正異?？赏ㄟ^強迫異常經(jīng)圈環(huán)流在菲律賓海出現(xiàn)異常下沉運動，體現(xiàn)了其對西北太平洋異常反氣旋的形成具有最重要的貢獻作用［16，22，28］。另外，熱帶中東太平洋赤道偏冷而熱帶中太平洋呈“?”型偏暖的海溫異常型導致的熱帶中太平洋上空的異常上升運動，也可通過垂直環(huán)流對西北太平洋異常反氣旋的形成做出一定的貢獻。

圖5 夏季Ni?o3.4、TIO_N和MC的海溫與同期SCSSMI的11年滑動相關曲線圖Fig.5 Eleven-year sliding correlation between the mean SCSSMI and mean SST averaged in Ni?o3.4,MC and TIO_N

圖6 （a）1958—1975年，（b）1976—1992年，（c）1993—2003年和（d）2004—2018年EN事件合成的次年夏季的（A）850 hPa距平風場（矢量）與SST距平場（填色，單位：K；打點區(qū)表示通過了95%的置信度檢驗）；（B）200 hPa輻散風距平（箭頭）、速度勢距平（綠線，實線為正，虛線為負，等值線間隔為2 × 106 m2/s）和500 hPa的p坐標垂直速度距平場（填色，單位：1/30 Pa/s；打點區(qū)表示通過了95%的置信度檢驗）Fig.6 Composite summer(A)850 hPa wind anomalies and SST anomalies(K)and(B)200 hPa divergent wind anomalies,velocity potential(contours,dashed lines for negative values,interval:2×106 m2/s)and 500 hPa vertical p-velocity(shading,1/30 Pa/s;stippling denotes the correlation coefficients significant over the 95%confidence level)in the subsequent years of the EN events during(a)1958-1975,(b)1976-1992,(c)1993-2003 and(d)2004-2018

在1976—1992 年，夏季TIO_N 海溫與SCSSMI 的相關最顯著，表明前者作為對前期赤道中東太平洋海溫異常滯后響應的中介，對同期南海-西北太平洋上空環(huán)流異常具有重要的影響，這從該時段EN 事件合成的結(jié)果可得到驗證（圖6Ab，Bb）。由圖6Ab 可知，在熱帶北印度洋及海洋性大陸呈現(xiàn)出海溫正異常，與此相伴隨，從熱帶西太平洋到中南半島上空對流層低層出現(xiàn)異常偏東風，而西北太平洋上空為異常反氣旋，這是因為熱帶北印度洋的暖海溫異常可通過強迫出東傳的暖Kelvin 波及Ekman 輻散機制（簡稱WIED 機制）導致上述異常反氣旋式環(huán)流的形成［14-15，29］。

從圖5 還可知，在1990 年初至2000 年代初，與SCSSMI 相關最顯著的是MC 海溫，其次是TIO_N 海溫，表明兩者對南海-西北太平洋上空環(huán)流異常具有重要的影響，其中又以前者的作用更明顯。如圖6Ac 所示，在EN 事件次年夏季，MC區(qū)及TIO_N 區(qū)海溫都呈現(xiàn)暖異常，從熱帶北太平洋中部至孟加拉灣東部上空存在明顯的異常東風，在南海北部至西北太平洋上空則為一異常反氣旋。MC 區(qū)的異常暖海溫強迫出異常上升運動，并通過異常經(jīng)圈環(huán)流對南海-西北太平洋異常反氣旋的形成具有強迫作用（圖6Bc）；而TIO_N地暖海溫也可通過WIED機制對上述異常反氣旋式的形成有一定的貢獻。

在2000 年代初以后，同期夏季Ni?o3.4 海溫與SCSSMI 存在顯著的正相關（圖5），而MC 海溫和TIO_N 海溫與SCSSMI的相關性都有所減弱，表明前期冬季赤道中東太平洋海溫異常經(jīng)其他海區(qū)海溫的滯后響應再影響夏季西北太平洋環(huán)流異常的作用明顯減弱，但同期夏季赤道中東太平洋海溫異常的影響作用卻明顯加強。該時段EN 事件次年夏季海溫及環(huán)流的合成結(jié)果表明，海溫距平分布呈現(xiàn)出在MC、SCS 和菲律賓海為暖異常，而在赤道中東太平洋為冷異常（圖6Ad）。與之相匹配，從熱帶中太平洋到孟加拉灣為異常東風，東亞副熱帶區(qū)域為一異常反氣旋所控制。受海溫異常場的影響，在赤道中太平洋有顯著的異常下沉運動，而MC則有異常上升運動，兩者通過異常緯向環(huán)流緊密聯(lián)系在一起（圖6Bd）。另外，MC 區(qū)的上升運動通過經(jīng)向環(huán)流來影響南海北部環(huán)流的現(xiàn)象不明顯。由于赤道中東太平洋的海溫負距平較強，所以上述東亞副熱帶區(qū)域的異常反氣旋是赤道中東太平洋冷海溫激發(fā)的Rossby波響應的結(jié)果［17，31-32］。

4 結(jié)論與展望

本論文分析了熱帶印度洋及周邊區(qū)域海溫對ENSO 事件的滯后響應時間的年代際變化特征，并探討了ENSO事件對副熱帶西北太平洋環(huán)流影響過程的年代際變化及相關機理，得出以下結(jié)論：

1）在ENSO 事件中，熱帶印度洋、海洋性大陸及南海的海溫對熱帶中東太平洋海溫異常信號存在顯著的滯后響應現(xiàn)象，且不同海區(qū)滯后響應最顯著的時間及顯著維持時間是不同的。熱帶南、北印度洋海溫的滯后響應最顯著的時間分別出現(xiàn)在次年3 月和5 月，而它們顯著滯后響應可分別持續(xù)到次年6 月和8 月；海洋性大陸海溫對ENSO 的最顯著滯后響應出現(xiàn)在2月，滯后顯著響應可持續(xù)到次年9月；南海海溫最顯著的滯后響應及顯著滯后響應持續(xù)時間則分別出現(xiàn)在次年7 月和9 月。因此，盡管ENSO信號在冬季就已達到最強，但其對環(huán)流與氣候的影響可以一直持續(xù)到次年夏季。

2）ENSO 事件的演變及熱帶印度洋、海洋性大陸海溫對ENSO 的滯后響應時間在1980 年代初及2000 年代初經(jīng)歷了顯著的年代際轉(zhuǎn)變。上述3個階段的差異主要體現(xiàn)在第二階段ENSO事件較前后兩個階段的持續(xù)時間更長、強度更強，熱帶南、北印度洋海溫信號的顯著響應時間則更滯后；海洋性大陸的海溫則經(jīng)歷了響應顯著、不顯著和顯著的年代際變化，其中最后一階段的滯后顯著響應的維持時間要比第一階段長，甚至可到次年秋季。

3）ENSO 事件通過熱帶印度洋及周邊區(qū)域海溫的滯后響應來影響東亞副熱帶夏季環(huán)流系統(tǒng)異常的過程具有明顯的年代際變化特征。海洋性大陸、熱帶北印度洋和赤道中東太平洋海溫都可分別作為不同年代的關鍵因子導致東亞副熱帶夏季環(huán)流系統(tǒng)的異常，進而影響東亞夏季氣候。

此外，本文得到的結(jié)果說明熱帶印度洋及周邊海溫對ENSO的響應時間出現(xiàn)年代際差異主要與ENSO 事件季節(jié)演變的年代際差異有關，其具體體現(xiàn)在赤道中東太平洋海溫異常信號在ENSO衰減階段的持續(xù)時間及強度的差異。這種差異性會影響熱帶印度洋及周邊區(qū)域的海溫通過大氣橋、海氣相互作用過程和海洋內(nèi)部熱動力過程對赤道中東太平洋海溫異常的持續(xù)響應時間，進而引起在不同年代影響副熱帶西北太平洋夏季環(huán)流異常的關鍵海區(qū)不同。然而，導致與ENSO事件關聯(lián)的赤道中東太平洋海溫異常信號季節(jié)演變特征的年代際差異的原因還有待今后進一步研究和探索；熱帶印度洋-太平洋的海溫及大氣環(huán)流氣候態(tài)的年代際變化等對上述相關問題的影響作用也還有待深入的分析研究。