2010年夏季中国长江流域发生了继1998年以来最严重的洪涝灾害，造成了严重的经济损失和人员伤亡。中国国家防汛抗旱总指挥部办公室(2011)公布的灾情显示，该年长江上游发生了3次超警界线洪水，汉江支流以及潘阳湖发生了超历史记录洪水，超过1亿人受灾，因灾死亡约2027人，直接经济损失达1249.97亿元。虽然1998和2010年夏季长江流域均发生洪涝灾害，但降水异常分布存在明显差异(图 1)。从海温背景来看，尽管1998和2010年夏季都处于厄尔尼诺事件盛期的次年——衰亡位相，但1997/1998年冬季厄尔尼诺事件最大的海表温度异常在东太平洋，属传统的东部型厄尔尼诺，而2009/2010年最大的海表温度异常则在中太平洋，属中部型厄尔尼诺(Ashok et al，2007)。对比研究这两个个例，分析引起降水异常的大气环流形势和中低纬度海温的影响，不仅有助于认识1998和2010年洪涝的形成及其差异，而且，对深入了解不同类型厄尔尼诺事件(中部型厄尔尼诺与传统东部型厄尔尼诺)的影响，从而改进中国夏季短期气候预测都将有重要意义。

图 1 夏季(7—8月)中国降水距平(a. 2010年，b. 1998年，等值线间隔30 mm/月)、 降水距平百分率分布(c. 2010年，d. 1998年，等值线间隔为30%，阴影表示降水距平百分率的绝对值超过100%)及长江中下游降水距平演变(e，单位：mm) Fig. 1 Summer(July-August)rainfall anomalies over China in 2010(a) and 1998(b); rainfall anomaly percentages in 2010(c) and 1998(d)，and the evolution of precipitation anomalies in the middle and lower reaches of the Yangtze River(Contour interval for(a)-(b) and (c)-(d)is 30 mm/month and 30%，respectively，absolute values of rainfall anomaly percentage greater than 100% are shaded)

图选项

厄尔尼诺/拉尼娜作为气候年际变化的最强信号，对全球许多地区的气候有重要影响，其不同循环阶段对东亚季风以及中国降水的影响也有差异(Huang et al，1989; Zhang et al，1996)。在厄尔尼诺衰减年夏季，印度季风减弱而东亚夏季风增强，江淮流域往往少雨，华北地区以及江南北部、长江流域多雨，且长江流域往往发生洪涝灾害(符淙斌等，1988; 刘颖等，1998; Zhang et al，1999; 陈文，2002; Huang et al，2004)。近年来，人们发现ENSO与中国夏季降水、东亚夏季风的联系具有不稳定性(Wang，2002; 宗海峰等，2010)，而且，不同强度的厄尔尼诺事件对东亚夏季风及中国夏季降水的影响也不同(薛峰等，2007)。此外，东亚夏季风异常的出现可能与前冬厄尔尼诺事件中最大暖海温异常的位置有关(张志华等，2008；Feng et al，2010)。较早就有人注意到厄尔尼诺事件中最大暖海表温度异常除了出现在东太平洋外，也可出现在中太平洋(Fu et al，1986)。 近些年来，由于暖海温中心位于赤道太平洋中部的厄尔尼诺事件频繁出现(Yeh et al，2009; Lee et al，2010)，人们又重新开始关注这类厄尔尼诺事件的气候影响。 Ashok等(2007)把暖海温中心位于赤道太平洋中部的厄尔尼诺称为“中部型厄尔尼诺”，意为与传统厄尔尼诺相似但又不同的厄尔尼诺型，以与传统的厄尔尼诺事件相区分。中部型厄尔尼诺不仅在演变机制上(张庆云等，2007;Kao et al，2009; Kug et al，2009)，而且，在气候影响上均与传统厄尔尼诺存在明显的差异(Weng et al，2007; Feng et al，2010)。在传统厄尔尼诺事件次年夏季，主要的多雨带一般出现在长江及其以南地区，1998年就是一个典型例子。而在中部型厄尔尼诺次年夏季，黄淮流域往往多雨，长江流域以南少雨。

对于1998年特大洪涝灾害的成因，尽管从不同方面开展了大量的研究(Li et al，2001; Samel et al，2003; 陈烈庭，2001；丁一汇等，2003)，但诸多研究都强调厄尔尼诺的影响。黄荣辉等(1998)认为，造成灾害的直接原因是与ENSO衰亡位相相联系的亚洲夏季风的异常。陶诗言等(1998)则提出在厄尔尼诺的气候背景下，西太平洋副热带高压(以下简称副高)南撤西伸导致长江流域出现二度梅是灾害产生的主要原因。而Shen等(2001)根据太平洋和印度洋的海温异常对副高西伸进行了解释，Guo等(2002)以及孙淑清等(2003)通过数值试验验证了厄尔尼诺期间热带海洋海温异常对长江流域强降水的影响。Ratnam等(2011)利用大气环流模式研究了2009/2010年中部型厄尔尼诺盛期(冬季)对北美南部、欧洲等地区天气气候异常的影响，但对于它在随后夏季，特别是对2010年长江洪涝的影响，相关研究还没见到。

基于上述分析，本文将从海-气相互作用的角度，在对比2010和1998年夏季降水及大气环流异常的基础上，分析2009/2010年和1997/1998年厄尔尼诺分布、强度以及演变的特征，结合模式试验，认识中低纬度海温(包括热带中东太平洋及与之密切相关的西太平洋、印度洋)的影响。最后，通过个例与历史合成比较来进一步深入认识两类不同厄尔尼诺对中国夏季降水的影响。2 资料和方法 2.1 资 料

本文用到的资料包括:(1)中国国家气候中心提供的

中国160个站逐月降水观测资料以及中国国家气候中心气候系统诊断预测室提供的74项环流指数中的西太平洋副高强度指数、西太平洋副高脊线、西太平洋副高面积指数以及西太平洋副高西伸脊点；(2)NCEP/NCAR再分析资料，包括逐月的500和850 hPa位势高度场、850和200 hPa纬向和经向风、多层的垂直速度、比湿以及地表气压，网格分辨率均为2.5°×2.5°(http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/，Kalnay et al，1996)；(3)海温资料是由美国NOAA提供的ERSST(Extended Reconstructed SST)，网格分辨率为2°×2°(http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/，Smith et al，2003)。以上资料中，本文使用的时段都是1970年1月—2010年12月。

文中的Niño3.4指数是取(5°S—5°N，170°W—120°W)的平均海温异常。印度洋海盆一致模(Indian Ocean Basin Mode，IOBM)指数为对1970年1月至2010年12月逐月海温距平场做经验正交函数分解后与第一模态对应的时间系数，研究表明，其与区域平均的印度洋海温距平指数相关系数为0.9989，可以很好地代表热带印度洋海盆的平均状况(杨建玲等，2008)。长江中下游的降水指数是选取宜昌以东17个测站(宜昌、常德、钟祥、南阳、岳阳、信阳、汉口、九江、阜阳、安庆、合肥、蚌埠、屯溪、南京、清江、杭州、东台)的平均值。 2.2 大气环流模式及试验

为了认识海温异常对大气环流异常的影响，本文使用大气环流模式AM2.1进行敏感性试验。AM2.1是美国NOAA地球流体动力学实验室(GFDL)的新一代大气环流模式。该模式水平面上采用Arakawa-B网格，分辨率是2.5°(经度)×2.0°(纬度)，垂直方向采用非等间距混合垂直坐标，模式顶在平流层3 hPa，总共24层，具体模式介绍见GAMT(2004)。研究表明该模式能较好地模拟东亚夏季风活动(Fu et al，2009)。

首先完成了3组试验，第1组是参照试验(CTL)，又称气候海表温度试验：选择3个不同的初始场，用具有季节变化的气候月平均(1950—1998年)海表温度进行强迫，各积分21 a，完成3个试验，考虑到初始场与模式协调需要一定时间，模式运行的第1年不参与分析，因此，3个试验形成共60 a的集合。第2组是敏感性试验E98，在南北纬55°之间海表温度用1997年9月—1998年8月的月平均代替气候月平均，其余完全与参照试验相同。第3组是敏感性试验E10，同第2组，但南北纬55°之间用的是2009年9月—2010年8月的月平均海表温度。第2、3组试验都是实时海表温度试验，与参照试验唯一不同的是海表温度，所以它们与参照试验结果的差值代表大气对两次不同类型厄尔尼诺事件的响应。

考虑到实际观测中7、8月的海温包含海-气耦合信号，用它们去强迫大气模式得到的结果不足以完全确定前期海温的影响，于是在假设6月海温异常能持续到7、8月的情况下，设计了另外2组试验，分别记为E98Jun和E10Jun，并称之为持续海表温度试验。在E98Jun中，1997年9月—1998年6月的海温强迫完全同E98，但1998年7—8月的海温强迫用1998年6月的月平均海温代替。在E10Jun中，2009年9月—2010年6月的海温强迫同E10，但2010年7—8月的海温强迫用2010年6月的月平均海温代替。通过与气候海表温度或实时海表温度试验的比较，可以进一步说明前期海温的影响。3 大尺度大气环流对比

由于2010年洪涝灾害主要发生在7、8月，后面比较分析用到的夏季是指这两个月的平均。从图 1可以看到，2010年中国降水距平从南到北呈现出“-+-”的三极型分布。主要多降水区位于长江中下游、黄淮、江淮南部以及东北地区中南部，两个多降水中心分别在长江中游北侧至支流汉江流域和长江下游，降水异常百分率均超过100%。在华北大部分地区、长江流域上游以南以及江淮北部均少雨，尤其是西南地区南部云南、贵州出现大旱。与1998年相比，长江流域下游、黄淮流域以及西南地区南部降水异常存在明显差异。下面对比分析这两年的大气环流。

持续的强降水不仅要有充分的水汽供应，而且，还要有稳定的大气环流形势。图 2给出了1998与2010年夏季平均的850 hPa异常风场和整层积分的水汽通量的对比。由图 2a、c可见，2010年，大范围异常的反气旋环流控制了南海至日本地区，其两个中心分别位于中纬度日本海以及低纬度中国南部沿海。受南海北部异常反气旋西侧的异常西南风影响，西南季风加强，夏季风到达长江流域以北的黄淮地区。在这种环流形势下，长江中上游以北存在水汽辐合，而在其南侧则存在水汽辐散，与降水异常分布相对应。受中纬度异常反气旋环流影响，强的异常南风控制着中国东部沿海，使得从西太平洋向中国东部及东北的水汽输送明显增加，东部沿海地区到长江下游对应强水汽辐合带。

图 2 2010年(a)和1998年(b)7—8月平均的850 hPa异常风场(矢量)，位势高度距平场(等值线，单位：gpm，阴影表示异常南风，纬向风速小于0.6 m/s省略)；2010年(c)和1998年(d)整层积分(地面至300 hPa)的水汽通量(矢量，单位：0.1 kg/(m·s))以及水汽通量散度(阴影，单位：10-4 kg/(m·s)，深浅阴影区分别为散度小于-5和大于0) Fig. 2 July-August 850 hPa anomalous wind(vector) and geopotential height(contour，unit: gpm)fields in 2010(a) and 1998(b)，and the integrated water vapor flux(from the surface to 300 hPa level，vector，unit: 0.1 kg/(m·s)) and the divergence(shaded，unit: 10-4 kg/(m·s))in 2010(c) and 1998(d)(anomalous southerlies are shaded，vectors less than 0.6 m/s are omitted，divergence less than -5 and more than 0 are shaded with dark and light fillings，respectively)

图选项

以前的分析表明，在厄尔尼诺的盛期及随后的春夏季，对流层低层西北太平洋地区经常出现异常反气旋环流(Huang et al，1989)。它是连接太平洋海表温度和东亚的关键系统，对厄尔尼诺衰退年的夏季风以及水汽输送有重要影响(Zhang et al，2002)。对比图 2a、b可以看出，2010年西北太平洋异常反气旋环流比1998年明显偏西偏北。在其南侧异常东风影响下，南海季风相比常年更弱，自印度洋和南海向内陆的水汽输送比1998年偏少。受其中心下沉气流影响，长江上游以南地区，包括云南、贵州等地，降水偏少，局部地区出现干旱。在其西侧异常西南风的控制下，2010年夏季风到达更北的位置，对应的降水异常中心也比1998年偏北。同时受沿海异常南风影响，由西太平洋向内陆的水汽输送增加，导致长江下游的降水比1998年还多。

西太平洋副高是影响东亚夏季风的一个重要系统，前面提到的西北太平洋异常反气旋可以通过调制副高来影响夏季降水(Chang et al，2000；Wang et al，2000)。那么1998和2010年夏季副高有怎样的异常表现呢？为此，从中国国家气候中心的74项环流指数中，挑选出副高的强度指数、面积指数、西伸脊点、脊线位置等，进行了定量分析。可以看到(图 3a—d)，相比1998年，2010年夏季副高稳定偏强，脊线偏北、西伸，与该年西北太平洋异常反气旋偏西偏北相对应。在空间分布上(图 3e、f)，2010年副高脊线向西北方向伸展至中国内陆长江流域中游，由于夏季强降水往往是冷暖空气在副高的西北缘脊线处交汇产生，因此，副高的变化在一定程度上解释了降水异常中心主要位于长江流域中下游以北，与1998年沿着长江流域的分布不同。此外，150°E以西的副高强度比1998年偏强，副高面积偏大而使得副高更加稳定，为持续性降水提供了有利的条件。

图 3 西太平洋副高(a)脊线指数，(b)面积指数，(c)西伸脊点以及(d)强度(点划线表示气候平均值，实心虚线为1998年，空心实线为2010年)；7—8月平均的500 hPa位势高度距平场与5880 gpm西太平洋副热带等高压线(e. 2010年，f. 1998年； 虚线为气候平均的5880 gpm等值线，等值线间隔15 gpm) Fig. 3(a)ridge line，(b)area index，(c)westernmost ridge line point and (d)intensity of the subtropical high over the western Pacific in 1998 and 2010(dot dash line indicates the climatological mean while the lines with closed and open circles denote 1998 and 2010，respectively)，and geopotential height anomalies at 500 hPa during summer(Jul-Aug)in 2010(e) and 1998(f)(dashed contour denotes the climatological mean，and the contour interval is 15 gpm)

图选项

由前面分析得出，2010年西北太平洋异常反气旋位置比1998年偏西偏北，一定程度上可解释这两年夏季风、副高及降水异常的差异。那么西北太平洋异常反气旋为什么会存在这种位置差异呢？这个问题的回答需要从前期海温及与西北太平洋异常反气旋有关的大气环流的演变来考查。已有的观测研究表明，西北太平洋异常反气旋常伴随厄尔尼诺事件的建立而出现，在厄尔尼诺事件衰亡后还能持续维持数月。人们提出了两种不同的机制来解释这一观测事实。一种观点是厄尔尼诺事件激发的西太平洋局地海-气相互作用(Wang et al，2000)。在年际尺度上，热带东、西太平洋海表温度存在跷跷板式的反位相变化。与厄尔尼诺相联系的西北太平洋局地冷海温使得对流活动受到抑制，降水减弱，大气在冷海温的西边产生罗斯贝波响应，有利于产生异常东风，增强蒸发而使海表温度降低，导致表层冷异常强迫大气低层出现高压异常。而局地冷海温与西北太平洋异常反气旋东侧的东北风异常产生热力动力正反馈，使异常反气旋能在厄尔尼诺衰退、中东太平洋海温异常恢复的情况下维持3—5个月(Wang et al，2000，2002)。另一种观点则强调热带印度洋海温的影响(Yang et al，2007)。印度洋能像电容器一样被“充电”把厄尔尼诺的信号储存起来，在厄尔尼诺衰退后产生“放电”效应，即热带印度洋海温暖异常通过激发开尔文波大气响应，引起局地海-气反馈，使异常反气旋得到维持(Yang et al，2007; Li et al，2008; 黄刚等，2008 ; Wu et al，2010)。这两种观点均需考虑前期海洋热状况及大气环流的演变。因此，了解前期热带太平洋—印度洋海表温度的演变，分析有关的大气环流演变，对认识2010与1998年夏季西北太平洋异常反气旋差异的形成有启示作用。

图 4a、b分别给出了2009/2010和1997/1998 年赤道(5°S—5°N平均)印度洋—太平洋海温距平的演变。可以看出，这两次厄尔尼诺存在明显差异：2009/2010年表现为厄尔尼诺中部型，而1997/1998年则表现为典型的传统型厄尔尼诺。首先看2009/2010年的情况，2009年6月，太平洋暖事件爆发，整个中东太平洋海温距平均在0.5℃以上，赤道西风异常明显。异常西风使得冷水上翻得到抑制而有利于暖水的发展。到了9月，赤道中太平洋的海温得到进一步发展，而赤道东太平洋的海温却没有继续发展，可能是与南北半球中高纬度冷海温沿着东太平洋沿岸向赤道地区发展有关。至11月，赤道中太平洋暖海温发展达到盛期，距平中心值大于2℃，Niño 3.4指数为1.9℃(图 5)。至2010年2月，赤道中西太平洋出现东风异常，中部暖海温迅速衰减，并表现出向西传播的特征。6月，整个赤道中东太平洋海温变为冷异常，而西太平洋海温变为暖异常，表现为拉尼娜爆发。与2009/2010年相比，1997/1998年的演变明显不同。1997年5月西风异常出现在西太平洋，其激发东传暖性海洋开尔文波，使西太平洋暖池区的暖水向东传播，引起厄尔尼诺爆发(Huang et al，2000; 岳彩军等，2009)。中东太平洋海表温度暖异常在冬季达到盛期，之后衰减并逐渐变成冷异常，同时西太平洋出现暖海表温度异常。厄尔尼诺衰减的速度比2009/2010年慢，1998年7—8月在东太平洋仍残留强的正海温异常。

图 4 沿赤道(5°S—5°N)海温距平(a、b; 单位: ℃)以及纬向风距平(c、d; 单位: m/s)的时间-经度剖面(a、c. 2009/2010年；b、d. 为1997/1998年;阴影表示海温距平大于0.5℃，海温距平等值线间隔为0.5℃，纬向风距平等值线间隔为2 m/s) Fig. 4 Time-longitudinal section of the anomalous sea surface temperature along the equator(5°S-5°N)for the period of 2009/2010(a) and 1997/1998(b)(unit: ℃，contour interval is 0.5℃ and shading denotes the SSTA more than 0.5℃); the same as in(a) and (b)but for the anomalous zonal wind on 850 hPa for the period of 2009/2010(c) and 1997/1998(d)(unit: m/s，contour interval is 2 m/s)

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印度洋作为东亚地区重要水汽来源地，其海温演变与赤道太平洋存在着紧密联系。对比2009/2010年和1997/1998年，也可以看到明显差异。1997/1998年从秋季至冬季，经历由正偶极子事件至海盆尺度暖异常的转变。 而2009/2010年则不同，在2009年初就表现出大范围的暖异常，这种暖异常还与中部型厄尔尼诺一起发展，至2010年暖中心海温距平超过1.5℃。总的说来，与1997/1998年相比，2009/2010年中部型厄尔尼诺爆发时间偏晚，强度偏弱，持续时间偏短，发展缓慢而衰亡迅速，印度洋海盆尺度暖异常出现早，强度大，持续时间长。

上述特征在Niño 3.4区海温异常指数与印度洋海盆尺度暖异常指数的季节演变上也可以看到(图 5)。首先，1997/1998年厄尔尼诺事件的形成偏早(以Niño 3.4区海温异常大于0.5℃作为标准)，大约在1997年5月出现，达到盛期的时间大约在1997年11月，衰亡的时间大约在1998年5月。而2009/2010年厄尔尼诺形成和达到盛期的时间比1997/1998年均晚大约1个月，但其衰亡的时间却比1997/1998年早1个月。2009/2010年印度洋出现海盆尺度暖异常的时间早，秋季没有明显的偶极子模出现。从衰亡的时间看，二者差别较小。这些特征在早冬和次年夏季的海表温度合成图上表现得更为清楚(图 6)。2010年夏季赤道太平洋海温距平表现为西暖东冷的拉尼娜型分布，同时赤道冷舌不仅表现出向西伸展，而且，也表现出向西北太平洋伸展的特征，导致2010年西北太平洋的海温偏低。相比而言，1998年赤道太平洋则表现为暖—冷—暖的海温距平分布，西北太平洋局地海温比2010年偏高。印度洋2010年夏季的海温比1998年略偏高。

图 5 1997/1998年和2009/2010年Niño 3.4以及IOBM指数的演变(0表示厄尔尼诺发展年，1表示厄尔尼诺衰减年) Fig. 5 Evolution of the Niño3.4 and IOBM index during 1997/1998 and 2009/2010(0 denotes the year during which El Niño develops，and 1 denotes the decaying year)

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图 6 海表温度距平分布，(a)、(b)分别为2009年和1997年10—12月平均，(c)、(d)分别为2010年和1998年7—8月平均(单位: ℃，等值线间隔为0.5 ℃，阴影表示海温距平大于0.15℃) Fig. 6 Sea surface temperature anomalies(SSTA).(a)/(b)Oct-Dec mean in 2009/1997，and (c)/(d)Jul-Aug mean in 2010/1998(Unit: ℃，the contour interval is 0.5 ℃，SSTA larger than 0.15℃ are shaded)

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这些海表温度距平演变上的差异可以部分解释西北太平洋异常反气旋的不同。从850 hPa异常环流形势的对比来看，西北太平洋异常反气旋的建立在2009/2010年厄尔尼诺个例中要比在1997/1998年晚1个月左右。2009年10月虽然在菲律宾以东的西太平洋有一异常反气旋环流，但在南海北部仍为异常气旋环流控制，西北太平洋异常反气旋还没有完全发展起来(图 7a)，至11月整个西北太平洋才被异常反气旋控制，此时西北太平洋异常反气旋建立(图 7c)。而在1997年10月，西北太平洋异常反气旋已经发展得相当好了(图 7b、d)。这种西北太平洋异常反气旋建立时间的差异与两个个例中厄尔尼诺事件的成熟时间相差一个月有很好的对应关系，说明厄尔尼诺事件的差异决定了西北太平洋异常反气旋的差异。

图 7 10(a、b)和11(c、d)月850 hPa流函数距平场(a、c.2009年，b、d.1997年;等值线间隔0.1×10-6m2/s) Fig. 7 Streamfunction anomalies at 850 hPa in October(a)/(b) and November(c)/(d)，for the years of 2009(a)/(c) and 1997(b)/(d)(the contour interval is 0.1×10-6m2/s)

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热带海温对西北太平洋异常反气旋的影响可从相关的热带沃克环流的差异上来进行部分解释。图 8给出了盛期(10—12月平均)200 hPa异常速度势和辐散风的比较。可以看出，与2009年最大暖海表温度异常中心位于赤道中太平洋一致，异常上升气流位于赤道中太平洋日界线以西(约170°E)。相应地，在菲律宾附近出现对流层高层异常辐合、低层辐散，形成异常下沉运动，降水因此被抑制(图略)。而1997年，异常上升运动出现在日界线以东(约150°W)，西太平洋的下沉中心位置相应地向东南方向移动(图 8b)。 这说明：与1997年相比，2009年不仅西北太平洋海表温度明显不同，而且与赤道中东太平洋异常暖海表温度相关的异常下沉气流出现的位置也偏西偏北，使得对流抑制区域的位置也发生相应的变化。这可以部分解释2009年冬季西北太平洋异常反气旋位置比1997年冬季偏西偏北。

图 8 2009年(a)和1997年(b)10—12月平均的200 hPa速度势(等值线间隔1×10-6m2/s)和辐散风距平场(矢量) Fig. 8 200 hPa velocity potential(the contour interval is 1×10-6m2/s) and divergent winds(vector)in October-December of 2009(a) and 1997(b)

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分析此后逐月(特别是夏季)的情形，可以看到2010年的西北太平洋异常反气旋比1998年位置偏西偏北(图 2)。明显地，这一差异不能完全归结于前期厄尔尼诺的不同，因为厄尔尼诺事件本身在春季已开始迅速衰亡(图 4)。前面提到的印度洋海表温度的延迟效应是一个可能的原因。尽管2009/2010年的厄尔尼诺没有1997/1998年那样强，但后期印度洋海盆尺度暖异常却反过来了，2010年比1998年略偏强(图 5、6)。印度洋海表温度主要是通过激发东传的开尔文波，导致热带西太平洋地区出现东风异常，以有利于西北太平洋异常反气旋的持续(Yang et al，2007;Xie et al，2009)。与高的印度洋海表温度对应，2010年夏季热带西太平洋东风异常扩展的纬度范围比1998年大(图 2)，说明印度 洋海表温度确实是一个重要因素。此外，局地海-气相互作用的差异也不可忽视。1997/1998年，西北太平洋异常反气旋位置偏东偏南(图 7b)，其东侧异常东北风强度较大，加强了气候平均的东北信风，使得海面水汽蒸发量增加而温度降低，在风—蒸发—海温的反馈作用下，异常反气旋不断得到发展并向东移动，冷海温也因此表现出向东发展的特征。2009/2010年，西北太平洋异常反气旋位置偏西偏北，其东侧主要表现为弱的东风异常，对气候平均的东北信风影响弱，使得风—蒸发—海温的反馈作用不明显。因而，西北太平洋异常反气旋及冷海温距平并没有表现出同1998年一样明显的东传特征。于是，厄尔尼诺盛期西北太平洋异常反气旋位置的不同将导致随后局地海-气相互作用的不同，从而影响后期西北太平洋异常反气旋的演变。 4.2 模拟结果

上述分析表明，前期海表温度及与其有关的大尺度大气环流演变的不同可能是1998与2010年夏季大气环流差异的原因。为了检验这点，通过大气环流模式，分析给定1997/1998和2009/2010年实际的两种海表温度强迫下的敏感性试验结果，考查观测的环流异常是否能被模拟再现。

从实时海温强迫试验对2010年夏季的模拟来看(图 9a、c)，低层异常反气旋环流控制着西北太平洋地区。受其南侧异常东风和西侧异常南风的影响，南海季风减弱，中国东部夏季风增强。在中高纬度地区存在异常北风响应。在500 hPa高度场上，西北太平洋为正距平，说明与低层异常反气旋相对应，副高强度是增强的，脊线表现出明显的西伸。相比而言，2010年(图 9c、d)西北太平洋异常反气旋强度比1998年强，控制范围偏西偏北，对应的夏季风偏强且活动偏北。中高纬度异常北风不如1998年强，冷空气偏弱。副高强度比1998年强，面积偏大，脊线向西北方向伸展至中国内陆，比1998年伸展的范围要大。从模拟的厄尔尼诺盛期异常垂直速度来看(图 10)，2009年在赤道太平洋地区的异常上升气流中心比1997年偏西，而在其西北方向的异常下沉气流也表现出偏西的特征。这些模拟的环流特征与再分析得到的差异是基本一致的。尽管如此，仔细对比观测(图 2)和模拟结果(图 9)仍然可以看出，西北太平洋异常反气旋无论是位置还是范围都存在一定差异。这既可能与模式本身对西北太平洋异常反气旋模拟的系统性偏差有关，也可能与试验仅考虑了海温、而未考虑其他因子的影响有关。

图 9 E98和E10试验模拟的2010(a)和1998年(b)7—8月500 hPa位势高度距平场(等值线间隔5 gpm，粗虚线为模式气候平均的5860 gpm等值线)，(c)、(d)分别为模拟的2010和1998年7—8月850 hPa异常风场(矢量)和位势高度距平场(等值线，间隔2.5 gpm，阴影区表示显著性检验通过90%) Fig. 9 Simulated 500 hPa anomalous geopotential height for the July-August mean in(a)2010 and (b)1998(the contour interval is 10 gpm，the thick dashed line denotes the climatological mean)，and (c)/(d)850 hPa anomalous geopotential height(contour，unit: gpm) and wind fields(vector，unit: m/s; the values significant at 90% confidence level are shaded)

图选项

图 10 模拟的2009年(等值线)和1997年(阴影)12月500 hPa垂直速度异常场(垂直速度距平值小于－0.06 Pa/s以及大于0.03 Pa/s分别用浅阴影和深阴影表示) Fig. 10 Simulated anomalous vertical pressure velocities at 500 hPa in December 2009(contour) and 1997(shaded)(anomalous vertical velocities larger than 0.03 Pa/s and less than -0.06 Pa/s are light shaded and darkly shaded，respectively)

图选项

上述试验中海表温度强迫用的是实时海温，即厄尔尼诺当年9月到次年8月的实际海温。由于观测到的实时海表温度中包含了海-气相互作用引起的信号，在分析7—8月气候异常形成时，难以确定前期海温的贡献。为了更加清楚认识前期海表温度的影响，下面分析6月海表温度持续维持到7、8月情形下的试验结果(图 11)。500 hPa，2010年西太平洋副高表现出比1998年偏北西伸的特点，同时这两个年份在850 hPa的西北太平洋地区都存在着异常反气旋环流，且2010年的异常反气旋环流控制的范围比1998年偏西，这说明6月海温异常持续到7、8月的试验结果与再分析以及实时海温试验结果一致。因而，前期海温的不同对2010和1998年夏季异常环流形势差异的形成确实起了作用。仔细对比图 9和11，可以看到二者还存在一定差异。持续性试验模拟的2010年夏季(图 11c)850 hPa上有2个异常反气旋中心，一个位于日本以东的洋面上，另一个则位于110°E的陆地上。这种差异说明实际观测到的大气异常包含了海-气相互作用信号，而不仅仅是前期海面温度的影响。

图 11 同图 9，但为E98Jun和E10Jun试验模拟的结果(a、c.等值线间隔5 gpm，b、d等值线间隔10 gpm) Fig. 11 but for the simulative results from the E98Jun and E10Jun(the contour interval in(a)/(c) and (b)/(d)is 5 gpm and 10 gpm，respectively)

图选项

这些试验结果表明，在1997/1998和2009/2010年实际异常海温的强迫下，影响中国夏季降水异常的主要环流形势能得到比较好的再现。于是，两次厄尔尼诺事件及其演变对后期夏季降水异常及其有关的大气环流异常的形成确实有重要影响。5 与历史合成的对比——两类不同厄尔尼诺事件的影响

尽管2010年与1998年夏季长江流域都发生了洪涝灾害，相应的大气环流也产生了明显异常，都处于厄尔尼诺盛期过后的次年，但这两年也存在明显差异。1997/1998年的厄尔尼诺是典型的东部型厄尔尼诺，而2009/2010则是中部型厄尔尼诺。这两年的差异是否反映了东部型厄尔尼诺与中部型厄尔尼诺的差异无疑是一个十分有意义的问题。为此，比较了这两年与历史个例的合成。

根据Niño3.4指数大于0.5，且持续5 个月以上为一次厄尔尼诺事件的标准，1970—2010年共有11次厄尔尼诺事件发生(1972/1973、1982/1983、1986/1987、1987/1988、1991/1992、1994/1995、1997/1998、2002/2003、2004/2005、2006/2007、2009/2010年)，其中，由于1987年夏季太平洋表现出厄尔尼诺型海温分布(图略)，不能被归为厄尔尼诺的衰退位相，因此，本文不统计1986/1987年的厄尔尼诺特征。对其余10次厄尔尼诺进行分类，根据Ashok等(2007)定义的中部型厄尔尼诺指数，有5次是中部型厄尔尼诺。统计不同事件的特征(表 1)，可以看出: 2009/2010年中部型厄尔尼诺和1997/1998年传统厄尔尼诺都是1970年以来同类型厄尔尼诺中强度最强的。

图 12给出合成的中部型厄尔尼诺和传统厄尔尼诺衰减年夏季平均的降水距平场。其中合成场根据Feng等(2010)给出的年份得到，所用气候态为1971—2000年。在历史合成的中部型厄尔尼诺衰退年夏季，主要降雨带位于长江流域以北，降水距平中心在长江中下游与黄河中下游之间的地区，而长江流域以南均少雨。与传统厄尔尼诺事件合成相比，中部型厄尔尼诺衰退年夏季雨带容易北移，淮河流域易于出现多降水，而西南地区容易出现干旱。

图 12 夏季(7—8月)中国降水距平分布(a.合成的中部型厄尔尼诺，b. 合成的厄尔尼诺次年；等值线间隔10 mm/月，阴影区表示通过90%的显著性检验) Fig. 12 Summer(July-August)rainfall anomalies over China(a. composite El Niño Modoki and b. composite traditional El Niño decaying years; the contour interval is 10 mm/month，and the values significant at 90% confidence level are shaded)

图选项

比较历史合成的中部型厄尔尼诺与2010年个例(图 12a与图 1a)，尽管长江中游以北的多降水及西南地区南部的少雨二者一致，但淮河流域、长江下游及其以南的地方是呈相反的情况。这说明合成的中部型厄尔尼诺影响并不能完全代表 2010年的情况，体现出中部型厄尔尼诺对中国夏季的影响比以前认识要复杂一些。6 结论与讨论

通过对观测资料分析，结合实际海温强迫的大气环流模拟试验，对比研究了2010年与1998年两个夏季长江洪涝年的降水异常特征、大气环流的差异、前期中低纬度地区海温的影响，特别是1997/1998年传统的东部型厄尔尼诺与2009/2010年中部型厄尔尼诺的贡献，进而讨论了不同类型厄尔尼诺的影响。得出如下结论：

(1)除了长江流域多降水这一共同特征外，1998和2010年降水分布存在一定差异：2010年降水偏多主要发生在长江中下游、黄淮以及江淮北部，华南、长江流域上游以南为少雨；而1998年表现为长江流域全流域性多降水。

(2)与1998年相比，与厄尔尼诺衰减位相有关的对流层低层西北太平洋异常反气旋中心位置2010年偏北偏西，西太平洋副高更加偏强，脊线也更偏北偏西，使得南海—孟加拉湾西南风减弱而东亚南风加强，引起自印度洋、南海向内陆的水汽输送减弱，而自西太平洋的水汽输送增加并输送到偏北的位置，导致长江中上游雨带比1998年偏北，而长江中上游以南的西南地区降水比1998年少。

(3)与不同类型厄尔尼诺有关的中低纬度海表温度演变能够部分解释观测到的大气环流异常和降水异常。在中部型厄尔尼诺年，赤道太平洋异常上升气流比传统厄尔尼诺年偏西，西太平洋对流抑制区的异常下沉气流随之偏西偏北，相应地西北太平洋低层反气旋也偏西偏北。导致影响中国夏季的西南暖湿气流更容易到达更偏北的位置。于是，多降水更容易出现在淮河流域，而不是长江下游及其以南地区。

(4)2010年个例与历史合成的中部型厄尔尼诺存在较大差异。表明中部型厄尔尼诺对中国夏季降水的影响比以前所揭示的要复杂一些。

值得指出的是，本文主要研究了盛夏(7—8月)的情况。对于初夏(6月)，长江中下游降水差异与盛夏明显不同(图 1e)，2010年有很强的负距平，而 1998年则为正距平。这种6月与7、8月的影响差异可能与初夏和盛夏背景气候态存在显著差异有关。此外，无论是1998还是2010年，8月长江中下游的降水正距平相比7月都明显变弱。可能有两个原因：位于长江流域的雨带一般从7月中旬开始迅速移至华北，到8月雨带主体在华北、东北，因为长江中下游气候降水迅速减小，所以，降水正距平也相应减弱; 随着海-气相互作用反馈，前期海温的影响可能逐渐减弱。但这些问题，特别是其中的物理机制尚需要进一步研究。

此外，本文主要分析的是1997/1998年传统厄尔尼诺以及2009/2010年中部型厄尔尼诺对衰退年夏季长江流域降水的不同影响及大气环流的差异。比较2010年与1998年夏季降水异常，除地理范围差异外，降水区内降水分布的细致结构也有显著差别。仅考虑大尺度海温异常影响是难以解释这些细微结构的。事实上，除海温这一强迫因素外，其他因素如青藏高原热力状况、北极海冰等可能会起着某种作用，中尺度地形也会起作用。因此，单从海温的角度来分析有一定的局限性。这一问题有望通过嵌套中尺度区域气候模式来深入研究。对于西北太平洋异常反气旋的发展维持机制等问题，只作了很粗浅的讨论，缺乏深入研究。在模拟试验部分，模拟的大气环流形势(如西太平洋副高、低层异常反气旋)与观测存在着一定差异，可能与模式本身的系统性偏差有关。