厄尔尼诺-南方涛动(ENSO)是热带太平洋地区最显著的海-气耦合现象(Bjerknes, 1966, 1969; Philander, 1983)。每当ENSO发生时，赤道中东太平洋会出现显著的海表温度异常。对于传统的厄尔尼诺(拉尼娜)事件而言，这主要表现为赤道中、东太平洋海表面出现大范围异常偏暖(冷)(Rasmusson, et al, 1982; Harrison, 1984; Harrison et al, 1996, 1998)。

但是，20世纪70年代末，全球气候经历了一次显著的跃变。此后出现了一种新型的、不同于传统厄尔尼诺的现象，表现为热带中太平洋海表温度异常偏高，而东、西太平洋海表温度异常偏低。这种现象被Ashok等(2007)称之为“厄尔尼诺-Modoki”(简称EM)。此后，有许多学者为定量描述这两种海表温度异常现象，定义了几组ENSO指数。Kao等(2009)根据联合回归-经验正交函数(EOF)分解方法定义了比较客观的中太平洋(CP)和东太平洋(EP)型ENSO指数；在此基础上，秦坚肇等(2014)对其进行改进，得到更为简单的两类ENSO指数；Kug等(2009)根据最大升温区的不同位置定义了冷舌和暖池厄尔尼诺，并通过数值模拟进行验证(Kug, et al, 2010)；Ren等(2011)和Takahashi等(2011)通过对常用的Nino指数进行处理(坐标变换或经验正交函数分解)构造了两类ENSO指数；Yu等(2011)选取赤道太平洋次表层海表温度定义两类厄尔尼诺事件；陈圣劼等(2013)选取上层热含量来区分两类厄尔尼诺；王美等(2016)用6次多项式拟合的方法定义了中太平洋和东太平洋型ENSO指数。所有这些指数为合理描述两类不同的ENSO事件起到了重要作用。

利用不同的指数定义，众多的研究工作探讨了不同类型的ENSO事件对全球不同地区气候异常的影响(Pan, et al, 1983; 陈海山等, 2002; 邹力等, 2002; 何金海等, 2004; Weng, et al, 2007; Feng, et al, 2010)。在厄尔尼诺年，近百年来全球陆地平均年降水量显著减少，中国冬、春季江南地区降水偏多，北方偏少；而在拉尼娜年，全球陆地降水显著增多(龚道溢等, 1999)，华南冬半年降水异常与厄尔尼诺年相比是非对称的(Zhang, et al, 2015)。在年代际变暖背景下，当ENSO处于发展时期，更易出现强的反沃克环流；而当ENSO处于衰减期，则更易产生强的沃克环流(徐建军等, 1999)；孙虎林等(2008)对逐月海气潜热通量资料进行分析，发现在ENSO事件夏季，东南太平洋地区的海气潜热通量分布型与ENSO冷暖事件相对应，且强度为正相关；林锦冰等(2013)分析得到海洋性大陆(MC)典型地区1998年厄尔尼诺春季的闪电和雷暴活动均比1999年拉尼娜春季多；EM和南极地区海冰异常遥相关模态在EM的鼎盛期表现为高、低相间的分布(袁博仑等, 2014)。还有很多学者针对ENSO对中国降水、气温等天气、气候的影响进行了重点分析(Huang, et al, 1989; 刘永强等, 1992; 龚道溢等, 1998; Zhang, et al, 1999; 朱益民等, 2007; 宗海锋等, 2010; 王苏瑶等, 2011; 张圆圆等, 2014; 伍红雨等, 2014; 胡心佳等, 2016)。

海洋性大陆是位于太平洋与印度洋之间的热带区域，由众多岛屿和浅海组成(Ramage, 1968; 王鑫等, 2016)。这一区域存在多时间和空间尺度上的强对流活动，与热带大气季节内低频振荡(MJO)(Madden, et al, 1971)、亚洲季风和澳洲季风活动、热带辐合带(ITCZ)和南太平洋辐合带(SPCZ)活动有密切联系。海洋性大陆地区作为南北半球相互作用的重要区域和热带太平洋和印度洋相互作用的关键区域，对全球气候变化有重要影响。同时该地区的气候变化与ENSO存在密切联系(Lau, et al, 1983; McBride, et al, 2003)，当厄尔尼诺(拉尼娜)发生时，印度尼西亚地区降水偏少(偏多)。方陆俊等(2016)分析得到夏季东部型ENSO与海洋性大陆降水存在非常弱的负相关，而这种相关偏弱主要归因于在某些年份东太平洋海表温度正异常时，海洋性大陆地区海表温度亦为正异常。

由上述分析看出，自Ashok等(2007)揭示出不同于传统厄尔尼诺的EM现象并定义了EM指数(EMI)后，很多学者开始基于不同方法定义描述太平洋海表温度异常的两类ENSO指数，但未见有学者基于扣除EM信号来寻找与其对应的表征东太平洋海表温度变化的另一指数，并研究其对应的海表温度异常(SSTA)对区域气候异常尤其是海洋性大陆区域可能的影响的工作。因此，本研究拟根据Ashok等(2007)提出的EMI，定义独立于EMI的描述太平洋东部型海表温度变化的海表温度异常指数，并探讨相应的影响。

采用的资料包括：(1)英国哈得来中心1870年至今的逐月海表温度资料，水平分辨率1°×1°(Rayner, et al, 2003)；(2)美国NCEP/NCAR 1979年至今月平均再分析数据资料(Kalnay, et al, 1996)，水平分辨率2.5°×2.5°，包括月平均的各层水平风场、垂直速度场、地面2 m气温数据(纬向分辨率是1.875°，经向格点为高斯格点)、地面气压场、比湿等；(3)NOAA 1979年至今逐月CMAP(Climate Prediction Center Merged Analysis of Precipitation)降水资料(Xie, et al, 1996)，水平分辨率2.5°×2.5°。文中的研究时段均为1979—2015年。

主要应用线性回归分析等常规统计方法，所有数据均预处理为夏季(6—8月)平均值后再使用。

为揭示大气温度变化及其上升下沉运动的原因，还计算了大气视热源〈Q₁〉和视水汽汇〈Q₂〉 (Luo, et al, 1984)

(1)

(2)

式中，包括局地变化项、水平平流项、垂直输送项3项，其中：k=R/c_p，R为热力学常数，c_p为定压比热容。记，对式(1)、(2)进行垂直积分，得

(3)

(4)

且潜热释放之外的非绝热加热率ΔQ为〈Q₁〉与〈Q₂〉之差，即

(5)

式中，L为凝结潜热，P_r为降水量，Q_S为地面感热输送，E为气柱中云滴的蒸发量，C为气柱中扣除水汽凝结所致的液态水生成量，E_S为地面潜热输送，〈Q_R〉为辐射加热(冷却)的垂直积分，p_S为地面气压，p_T取为300 hPa。

采用Ashok等(2007)定义的EM指数

(6)

式中，[SSTA]为区域平均的海表温度异常，[ ]_A，[ ]_B，[ ]_C则分别表示区域范围[10°S—10°N，165°E—140°W]、[10°S—20°N，125°—145°E]、[15°S—5°S，110°—70°W]上的平均。

EM现象所指的太平洋海表温度异常的特征主要表现为热带中太平洋海表温度异常偏高，而东、西太平洋海表温度异常偏低(Ashok, et al, 2007)。从海表温度异常上讲，这相当于一种特殊的中太平洋(CP)型ENSO，但是，如果考察赤道上纬向风异常，则存在中太平洋两侧风向相反的特征。这里选取夏季(6—8月)平均的EM指数(记为I_EM)。从太平洋海表温度异常中扣除I_EM信号，即

(7)

式中，μ为海表温度异常场向指数I_EM的回归系数。由于滤除I_EM信号后的海表温度异常(SSTA_R)的均方差在Nino1+2区域上最大(其中，Nino1区域为[10°—5°S，90°—80°W]，Nino2区域为[5°S—EQ，90°—80°W])，可求出区域[10°S—EQ，90°—80°W](NCEP, 1997；中国国家气候中心, 1997)上的面积平均，进而得到独立于EMI的新的东太平洋型Nino指数EPNI(记为I_EPN)

(8)

计算得到的I_EM和I_EPN能够解释赤道太平洋海表温度异常的绝大部分，这说明两指数有很好的表征太平洋海表温度异常的能力。夏季I_EM和I_EPN时间演变显示出非常不一致的变化规律(图 1)。通常用Nino3指数分析ENSO事件周期时所得分析结果正是这两种类型事件变化周期的叠加(Ashok, et al, 2003; 孙娴等, 2006; Takahashi, et al, 2011)。以下用I_EM和所定义的新指数I_EPN分析海表温度变化及与海洋性大陆区域气候异常的联系。

图 1 1979—2015年夏季标准化后的EM指数IEM(空)、新定义的东太平洋型ENSO指数IEPN(填色)时间序列 Figure 1 Normalized time series of EM index IEM (open bars) and the newly defined EP ENSO index IEPN (filled bars)

图选项

为更直观地描述两种海表温度异常型的空间分布及相应的环流异常，图 2给出了1979—2015年夏季海表温度异常和海表面风场异常与I_EM、I_EPN相关系数的分布。当I_EM处于正位相时，热带太平洋海表温度异常呈现“负-正-负”的结构，这与Ashok等(2007)描述的特征基本一致。此时暖异常中心位于180°附近，且该处为西风异常，冷异常中心位于130°E和90°W附近，这两个地区有明显的反气旋环流异常。海洋性大陆大部分区域海表温度异常与I_EM为负相关(图 2a)。而当I_EPN处于正位相时，热带太平洋海表温度异常分布呈现“西负东正”的偶极型分布，暖异常中心位于100°W附近，并且在该处存在风场的辐合中心，海洋性大陆区域海表温度异常也呈现了与I_EM条件下不同的分布，即“西正东负”(图 2b)。

图 2 1979—2015年夏季IEM(a)和IEPN(b)分别与海表温度异常(色阶)及海表面风场异常(矢线，单位：m/s)的相关系数分布 (其中90%信度t检验时的相关系数临界值为|r|=0.27) Figure 2 Distributions of correlation coefficients of IEM (a) and IEPN (b) with SSTA (shaded contours) and sea surface wind anomalies (vectors, unit:m/s) in summer of 1979-2015 (the critical correlation value is |r|=0.27 at the 90% confidence level using a t-test)

图选项

上述结果与Kao等(2009)和王美等(2016)得到的海表温度异常分布有所不同。I_EM相关的海表温度异常(图 2a)与中太平洋型ENSO相比(Kao, et al, 2009; 王美等, 2016)在东太平洋上符号相反，而根据式(7)和(8)定义的I_EPN相关的海表温度异常分布与东太平洋型ENSO相比，正海表温度异常区域西边界向西偏移，但正异常中心并未有所移动。这种差别对刻画热带太平洋海表温度异常事件和其所起的作用将产生一定影响。

此外，新定义的I_EPN与海表温度异常的相关系数分布和Nino1+2指数与海表温度异常的相关系数分布相比(图略)，在海洋性大陆地区和南太平洋的海表温度异常负相关强度偏强，而在热带太平洋地区正异常中心偏西，整体强度也偏强；与Nino3.4指数与海表温度异常的相关系数分布比较(图略)，在海洋性大陆地区与南太平洋的海表温度异常负相关强度基本一致，但在热带太平洋地区正异常中心区有所不同。由于Nino3.4指数常被用来在不分东部型还是中部型的前提下描述太平洋海表温度异常事件，因而其与扣除了I_EM信号后定义的海表温度异常指数I_EPN相比，对热带太平洋海表温度异常的特征描述必然会存在较大的不同。以往定义的许多组ENSO指数，如利用Kao等(2009)的方法得到的指数组之间并不完全独立。而新定义的I_EPN与I_EM是完全独立的，且能够解释赤道太平洋上海表温度异常的绝大部分方差，因此，定义I_EPN并用来研究太平洋不同类型的海表温度异常时空分布及其对区域气候的影响是很有必要的。

不同的海表温度异常分布型将导致大气发生不同的响应。由图 3可知，当I_EM处于正位相时，对流层低层的850 hPa上，太平洋地区辐合伴随着海洋性大陆地区辐散，并且135°W以西出现了关于赤道近似对称的气旋环流对，而135°W以东出现较弱的关于赤道近似对称的反气旋环流对。与之相对应，对流层高层200 hPa上则在太平洋地区辐散，海洋性大陆地区辐合，135°W以西出现关于赤道近似对称的反气旋环流对，135°W以东为较弱的关于赤道近似对称的气旋环流对。与上述对比，当I_EPN处于正位相时，850 hPa上海洋性大陆地区辐散中心范围偏大、位置偏东、强度偏强，太平洋地区辐合中心范围偏小、位置偏东，关于赤道近似对称的气旋环流对位置偏东，在120°W以东无反气旋环流对；在对流层上层，相对于I_EPN相关的850 hPa上的环流异常则是相反的变化。环流图的这些变化可用Gill(1980)响应来解释。

图 3 1979—2015年夏季IEM(a、b)和IEPN(c，d)与辐散辐合风场(矢线，单位：m/s)、涡度(色阶)回归系数的分布 (a、c.850 hPa，b，d.200 hPa；点影区表示涡度通过90%的显著性检验，最粗矢线表示辐合辐散风均通过90%的显著性检验，较粗矢线表示辐合辐散风任一分量通过90%的显著性检验，细矢线表示辐合辐散风均未通过90%的显著性检验) Figure 3 Regression coefficients of the anomalous divergent wind (vector) and vorticity (shaded contours) regressed onto IEM (a, b) and IEPN (c, d) in summer of 1979-2015, respectively (Shown in (a, c) are for 850 hPa and that in (b, d) for 200 hPa. Stippled areas in (a)-(d) are for values significant at/above the 90% confidence level using a t-test. The thickest vectors are for the divergent winds significant at/above the 90% confidence level, the thicker ones are for divergent winds with zonal or meridional components significant at the 90% confidence level, and the thinnest ones are for those below 90% confidence level)

图选项

与I_EM、I_EPN相关的赤道地区[5°S—5°N]平均的垂直环流显示出不同的特征(图 4)。当I_EM处于正位相时，存在着自赤道中太平洋分别向赤道东太平洋和海洋性大陆中东部地区的异常垂直环流，同时也存在自海洋性大陆西部向印度洋西部的垂直环流，上升支主要出现在145°E—145°W的中太平洋地区和90°E附近的海洋性大陆区域的西部。而当I_EPN处于正位相时，海洋性大陆区均为下沉运动，下沉运动最大处与I_EM越大时的情形相比稍向西偏，而热带中、东太平洋上空均为强烈的上升运动。与I_EM的情形相比，在东太平洋的下沉运动被异常的上升运动所替代。这种差别也是基于EM和基于其他指数所定义的中部型和东部型ENSO指数环流异常时的显著差别(方陆俊等, 2016)。

图 4 1979—2015年夏季IEM(a)和IEPN(b)与垂直环流的回归系数的分布 (阴影区表示异常垂直速度通过90%的显著性检验) Figure 4 Regression coefficients of vertical circulation regressed onto IEM (a) and IEPN (b) in summer of 1979-2015 (Shadings are for anomalous vertical velocities significant at/above the 90% confidence level using t-test)

图选项

不同的海表温度分布型对大气产生不同的异常强迫，而不同的大气强迫异常也会对海表温度分布产生影响。这里将分析大气视热源异常与EM和EPN两种海表温度分布型的联系(图 5)，由于视水汽汇在热带地区的分布与图 5的分布类似，在此不再赘述。视热源与指数相关分布显示，当I_EM处于正位相时，太平洋中部、孟加拉湾、中国南海附近为显著的正相关区，正相关区中心位于160°W附近，表明这些地区大气受到加热，而在太平洋东部、中国东海、苏门答腊岛西南部海域、班达海、阿拉佛拉海地区存在显著的负相关区，大气受到非绝热冷却(图 5a)，即海洋性大陆区域“北正南负”，太平洋地区“西正东负”。当I_EPN处于正位相时(图 5b)，海洋性大陆区域仍为“北正南负”。但是，与I_EM>0时相比，热带太平洋地区自西向东均为显著的正相关区，正相关区中心位于120°W附近。

图 5 1979—2015年夏季大气视热源〈Q1〉异常分别与IEM(a)和IEPN(b)的相关系数分布 (点区表示超过90%显著性水平区域) Figure 5 Correlations of anomalous apparent heat source 〈Q1〉 with IEM (a) and IEPN (b) for summer of 1979-2015 (Stippled areas are for values significant at/above the 90% confidence level using t test)

图选项

从〈Q₁〉异常中扣除潜热加热异常，则得到ΔQ异常，可反映降水造成的凝结潜热释放异常之外大气柱中的非绝热加热异常。由图 6a可知，当I_EM处于正位相时，海洋性大陆区域为“北负南正”，热带太平洋地区呈“负-正-负”分布，此时正的中心位于120°W附近，明显较图 5a中心偏东，部分抵消此处的大气异常冷却作用，而160°—100°W处的ΔQ正异常则有利于维持此处的异常上升运动，从而维持了赤道上海洋性大陆地区、中太平洋、东太平洋间通过垂直环流建立的联系。当I_EPN处于正位相时，与I_EM>0时相比，热带西太平洋存在显著的负相关区，而在东太平洋相关系数为正。尽管与图 5b相比，正相关中心偏东20个经度左右，但由于EPN型海表温度异常时整个中东太平洋赤道地区均为上升运动异常区，这说明即使潜热释放很少，在大洋地区仍有可能产生和维持上升运动和偏暖海表温度。

图 6 1979—2015年夏季潜热释放之外的非绝热加热ΔQ异常分别与IEM(a)和IEPN(b)的相关系数分布 (点区表示超过90%显著性水平区域) Figure 6 Correlations of anomalous diabatic heating free of latent heat release with IEM (a) and IEPN (b) for summer of 1979-2015 (Stippled areas are for values significant at/above the 90% confidence level using t test)

图选项

注意到在海洋性大陆区域东侧，因为赤道中部或中东太平洋海表温度升高强迫而造成了对流层低层出现关于赤道对称的气旋性环流对(图 3a、c)，但非绝热加热异常关于赤道却不对称，这可能是由于海洋性大陆区域的地形、南太平洋辐合带以及澳洲冬季风环流的作用而引起，由图 3a、c看出，南半球的异常气旋性环流实际上要比北半球的偏东、偏弱(涡度异常)，这造成了海洋性大陆的北半球一侧以异常上升运动为主，而在海洋性大陆的赤道和南半球一侧以异常的下沉运动为主，形成了异常沃克环流的下沉支。

在不同海表温度分布下，大气所受到的加热/冷却位置不同，所造成的环流变化不同，因而引起的气候异常亦不同。这里分别讨论EM和EPN型海表温度异常对包括海洋性大陆区域在内的降水异常和地面2 m处气温异常的影响。

可由CMAP降水及水汽通量散度与I_EM和I_EPN指数分别计算相关系数分布(图 7)。当I_EM处于正位相时(图 7a)，海洋性大陆区域的10°N以南、赤道东太平洋、澳大利亚东侧、日本东南海域存在显著的负相关。同时，海洋性大陆区域10°N以北有较弱的正相关，赤道中太平洋、南半球的东太平洋存在较强的正相关。海洋性大陆区域的降水异常分布与大气视热源(图 5a)分布基本一致，但与海表温度异常(图 2a)引起的非绝热加热异常(图 6a)分布相比，在海洋性大陆和西太平洋地区相反，表明异常的潜热释放对海洋的热力强迫可能起到抵消作用。而当I_EPN处于正位相时(图 7b)，海洋性大陆大部分区域均为负相关，降水异常偏少，而日本东南海域和澳大利亚附近的负相关区范围均比I_EM正位相时大。同时，赤道太平洋上均表现为显著的正相关，海洋性大陆区域东北部正相关弱于I_EM正位相时的正相关，其与大气视热源(图 5b)和海表温度异常(图 2b)引起的非绝热加热异常(图 6b)关系亦与I_EM正位相时的情形类似。说明异常的潜热释放可抵消潜热加热之外的非绝热加热异常的影响。当然，水汽的辐合、辐散区异常与图 7所示的降水异常分布有较好的对应。

图 7 1979—2015年夏季IEM(a)和IEPN(b)与CMAP降水异常相关系数分布 (点区表示超过90%显著性水平。图上所叠加矢线为地面—300 hPa垂直积分的异常水汽通量的纬向和经向分量分别与IEM(a)和IEPN(b)相关系数构成。粗矢线表示其散度大于0.38) Figure 7 Correlations of anomalies of summer CMAP precipitation with IEM (a) and IEPN (b) respectively during 1979-2015 (Stippled areas are for values significant at/above the 90% confidence level using t test. Superimposed vectors in (a) are composed of correlation coefficients of IEM with the zonal and meridional components of the anomalous water vapor fluxes vertically integrated from the surface up to 300 hPa. Vectors in (b) are the same as in (a) but for those with IEPN)

图选项

地上2 m处气温异常与I_EM和I_EPN的相关系数在海洋性大陆和太平洋区域也表现出明显的不同。I_EM对应的地面2 m气温异常空间分布型为“负-正-负”，两个负异常中心分别位于海洋性大陆区域、90°W附近的热带东太平洋，正异常中心位于165°W附近的热带中太平洋(图 8a)；而I_EPN对应的地面2 m气温异常空间分布在海洋性大陆区域以东为“负-正”，正异常中心位于热带太平洋中部—东部，而负异常中心位于海洋性大陆东部—热带西太平洋(图 8b)。这种分布与海表温度异常分布一致。

图 8 1979—2015年夏季地上2 m处气温异常与指数IEM(a)和IEPN(b)的相关系数分布 (点区表示超过90%显著性水平区域) Figure 8 Correlations of anomalous summer air temperature at 2 m above the surface with IEM (a) and IEPN (b) during 1979-2015 (Stippled areas are for values significant at/above the 90% confidence level using t test)

图选项

要说明的是，当两种指数正位相时，在海洋性大陆区域的东北部，海表温度(图 2)和2 m气温(图 8)有强的负异常。而大气中出现强异常加热(图 5)的原因主要是因为异常的降水偏多(图 7)引起的潜热释放造成的。海洋性大陆东北部存在显著的对流层低层辐合而上层辐散，有利于形成异常的上升运动(图 3、4)，进而导致此处潜热释放异常增多，形成大气整层加热正异常(图 5)。然而，扣除了潜热释放部分后，ΔQ的分布(图 6)显示，此处大气柱受到了净的冷却，即异常的辐射和海表热通量的和对大气柱而言是起到冷却作用。大气因辐合上升导致云量增多(图略)，进而导致海面吸收太阳辐射减少，利于海面异常冷却，但是，海洋的冷却尚不足以使海洋性大陆东北部的大气形成下沉运动，即使海面冷却但大气仍然存在异常上升运动。因而，图 2和8所示海洋性大陆东北部地区的负相关与ΔQ的分布(图 6)是一致的。

通过求取滤除EM信号后的海表温度异常在Nino1+2区域上的面积平均，定义了新的东太平洋型海表温度异常指数I_EPN，比较了I_EM和I_EPN相关的环流变化，分析了海洋性大陆气候变化与I_EM和I_EPN的关系，得到如下主要结论。

I_EM和I_EPN两指数所反映的海表温度异常和环流空间分布显著不同。当I_EM处于正位相时，热带太平洋海表温度异常呈现“负-正-负”的结构，海洋性大陆大部分区域海表温度为负异常，对流层低层太平洋地区辐合，海洋性大陆地区辐散，并且135°W东西两侧各出现了对于赤道近似对称的反气旋环流对和气旋环流对，与之相对应，对流层高层在太平洋地区辐散，海洋性大陆地区辐合，135°W东西两侧出现对于赤道近似对称的气旋环流对和反气旋环流对，对应辐合辐散中心，存在着自赤道中太平洋分别向赤道东太平洋和海洋性大陆中东部地区的垂直环流，同时也存在自海洋性大陆西部向印度洋西部的垂直环流，这些结果与Ashok等(2007)的结果一致。而当I_EPN处于正位相时，热带太平洋海表温度异常呈现“西负东正”型分布，海洋性大陆区域海表温度异常也呈现了与I_EM条件下不同的分布，即“西正东负”，对流层低层海洋性大陆地区辐散中心范围偏大、位置偏东、强度偏强，太平洋地区辐合中心范围偏小、位置偏东，对于赤道近似对称的气旋环流对位置偏东，无反气旋环流对；对流层高层相对于I_EPN低层的变化是相反的，海洋性大陆地区均为下沉运动，下沉运动最大处与I_EM的情形相比稍向西偏，热带中、东太平洋均为强烈的上升运动，与I_EM的情形相比，东太平洋的下沉运动被异常上升运动所替代。

由I_EM和I_EPN与大气视热源的相关系数分布亦显示出大气所受的加热异常存在显著差异。当I_EM处于正位相时，海洋性大陆区域“北正南负”，太平洋地区“西正东负”；当I_EPN处于正位相时，海洋性大陆区域仍为“北正南负”，热带太平洋地区自西向东均为显著的正异常，正异常中心位于120°W附近。而潜热释放之外的非绝热加热异常ΔQ与两指数相关分布显示，当I_EM处于正位相时，120°W附近正中心较大气视热源Q₁异常中心偏东，部分抵消了此处的大气异常冷却作用，而在160°—100°W处的ΔQ正异常则有利于维持此处的异常上升运动；当I_EPN处于正位相时，热带西太平洋上空大气受到冷却，而东太平洋上空大气受到加热。

加热异常的不同引起环流异常不同，进而也导致了两种指数相应的海表温度异常分布下的气候异常不同。当I_EM处于正位相时，海洋性大陆区域10°N以南、赤道东太平洋、澳大利亚东侧、日本东南海域降水偏少，而海洋性大陆区域10°N以北、赤道中太平洋、南半球的东太平洋降水偏多，地面上2 m处气温异常空间分布呈“负-正-负”。而当I_EPN处于正位相时，海洋性大陆大部分区域降水均偏少，赤道太平洋降水偏多，2 m处气温异常空间分布海洋性大陆以东是“负-正”分布。