四川盆地夏季降水年際變化的主模態(tài)分析

鄭然 陳麗娟 李維京 王順久 馬振峰 梁寧 劉嘉慧敏

1 四川省氣候中心, 成都 610072

2 南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評(píng)估協(xié)同創(chuàng)新中心, 南京 210044

3 國(guó)家氣候中心，中國(guó)氣象局氣候研究重點(diǎn)開(kāi)放實(shí)驗(yàn)室，北京 100081

4 青海省海南藏族自治州氣象局, 共和 青海 813099

5 陜西省氣象臺(tái), 西安 721001

1 引言

四川盆地位于中國(guó)腹心地帶，主要包括四川省中東部和重慶市，也稱(chēng)川渝盆地，是高原大地形與我國(guó)中東部平原的過(guò)渡區(qū)。特殊的地理位置使其同時(shí)受熱帶季風(fēng)和副熱帶季風(fēng)的影響，降水的年際變率較大，在全球氣候變暖背景下，該區(qū)域夏季旱澇災(zāi)害發(fā)生的頻率趨于增加。四川盆地人口眾多，農(nóng)業(yè)較為發(fā)達(dá)，且地處長(zhǎng)江上游地區(qū)，其旱澇異常不僅影響盆地區(qū)域，所形成的徑流多寡對(duì)長(zhǎng)江中下游地區(qū)也有顯著影響。因此，深入認(rèn)識(shí)盆地夏季旱澇異常特征、成因及預(yù)測(cè)信號(hào)對(duì)提高預(yù)測(cè)水平、為防災(zāi)減災(zāi)提供科學(xué)決策依據(jù)具有重要意義。

季節(jié)尺度降水預(yù)測(cè)的重點(diǎn)在于旱澇的空間分布，因此降水主模態(tài)的分析是降水異常研究的基礎(chǔ)及關(guān)鍵環(huán)節(jié)。針對(duì)夏季降水異?？臻g分布，自20世紀(jì)70年代以來(lái)，大量研究工作將我國(guó)東部夏季降水雨帶從南至北劃分為三類(lèi)或四類(lèi)（廖荃蓀等, 1981;孫林海等, 2005），并探討了不同雨帶的形成機(jī)制及預(yù)測(cè)信號(hào)（黃榮輝等, 2011; 趙俊虎和封國(guó)林,2015; 趙俊虎等, 2016; 楊柳等, 2018, 2021; 王歡和李棟梁, 2020）。然而更多的研究主要關(guān)注我國(guó)東部地區(qū)，針對(duì)西部地區(qū)降水異常型的研究相對(duì)較少。四川盆地由于地形特殊，造成降水成因較為復(fù)雜，且由降水異常引起的次生災(zāi)害影響大，因此有必要開(kāi)展深入的研究。四川盆地夏季降水主要存在“東西振蕩”、“一致分布”和“南北振蕩”三種分布型，其中前兩個(gè)模態(tài)的方差貢獻(xiàn)較大（馬振鋒和譚友邦, 2004），盆地西部和盆地東部夏季降水序列分別與我國(guó)夏季降水第1類(lèi)雨型（即多雨帶位于我國(guó)北方）和第2類(lèi)雨型（即多雨帶位于長(zhǎng)江和黃河之間）的分布有關(guān)聯(lián)（白瑩瑩等, 2014）。

上世紀(jì)后半期，川渝盆地降水和水資源量總體減少，東、西部降水變化呈相反趨勢(shì)（周長(zhǎng)艷等,2006; Lu and Ye, 2011）。北半球中高緯烏拉爾山為高壓脊、巴爾喀什湖至貝加爾湖之間為低壓槽以及亞洲東部為高壓脊的“兩脊一槽”型，西太平洋副熱帶高壓（簡(jiǎn)稱(chēng)“西太副高”）偏北、南亞高壓西部增強(qiáng)、西風(fēng)急流軸線偏北是造成盆地西部降水偏多的主要環(huán)流形勢(shì)。而東亞中高緯地區(qū)為經(jīng)向型環(huán)流，西太副高偏南、西風(fēng)急流軸線偏南則有利于盆地東部降水偏多（蔣興文等, 2007; 周長(zhǎng)艷等,2008; 陳權(quán)亮等, 2010; 楊小波等, 2014）。季風(fēng)對(duì)盆地降水的影響在東西部也存在差異性，盆西降水異常與高原夏季風(fēng)有關(guān)，盆東降水異常與東亞夏季風(fēng)和高原夏季風(fēng)都有關(guān)，可能以東亞夏季風(fēng)為主（白瑩瑩等, 2011, 2014）。此外，高原及其周邊熱力作用、大氣季節(jié)內(nèi)振蕩等均可對(duì)盆地降水東西反相模態(tài)產(chǎn)生影響（陳忠明等, 2003; 岑思弦等, 2014; 蔣文杰等, 2015）。

針對(duì)全區(qū)一致型降水，學(xué)者多通過(guò)旱澇等級(jí)指數(shù)、區(qū)域降水指數(shù)或站點(diǎn)降水區(qū)域平均等方法（鮑媛媛等, 2007; 李永華等, 2011），將四川盆地降水作為整體進(jìn)行研究,這可能對(duì)典型降水空間型對(duì)應(yīng)的環(huán)流背景分析造成一定認(rèn)識(shí)偏差。還有研究表明，四川盆地夏季旱澇與夏季西太副高和南亞高壓的南北位置的變化關(guān)系密切。二者偏北時(shí)，易出現(xiàn)干旱；反之，出現(xiàn)洪澇的可能性較大（李永華, 2010）。此外，青藏高原的熱力作用也可通過(guò)影響高原上空高度場(chǎng)，導(dǎo)致四川盆地夏季降水的旱澇異常（李躍清, 2003; 李永華等, 2011）。

上述有關(guān)四川盆地夏季降水的變化及成因的研究多針對(duì)某一個(gè)降水模態(tài)，缺乏不同降水模態(tài)之間的差異對(duì)比分析和影響機(jī)理研究。在每年的汛期預(yù)測(cè)業(yè)務(wù)中，主要多雨帶的確定仍存在一定難度，而不同降水異常型的影響系統(tǒng)也可能存在較大差異，厘清這種差異及成因有助于更好地理解降水異常型的可預(yù)報(bào)性來(lái)源和預(yù)測(cè)信號(hào)的傳遞機(jī)制，為進(jìn)一步提高預(yù)測(cè)能力做好鋪墊。

基于此，本文對(duì)四川盆地近40年夏季降水場(chǎng)進(jìn)行EOF分解，分析主要降水空間型的演變及其對(duì)應(yīng)的環(huán)流特征，并分析降水不同空間型的水汽輸送狀況及外強(qiáng)迫信號(hào)源，從而為提高四川盆地夏季降水的精細(xì)化預(yù)測(cè)提供基礎(chǔ)。

2 資料與方法

2.1 資料選取

文中所用數(shù)據(jù)包括：（1）全國(guó)氣象臺(tái)站逐月降水資料，通過(guò)質(zhì)量控制，選取四川盆地134個(gè)站點(diǎn)，如圖1所示，研究時(shí)段為1979年到2018年；（2）歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心（ECMWF）的逐月位勢(shì)高度場(chǎng)、風(fēng)場(chǎng)等再分析數(shù)據(jù)（ERA-Interim）（https://apps.ecmwf.int/datasets/data/interim-full-moda/levtype=sfc/ [2021-05-01]），水平分辨率為0.75°×0.75°；（3）英國(guó)哈德來(lái)（Hadley）中心的逐月海表溫度（SST）數(shù)據(jù)及逐月平均海冰密集度資料（Rayner et al., 2003），水平分辨率為1°×1°。如無(wú)特殊說(shuō)明，氣候值均采用1981～2010年的30年平均。

圖1 四川盆地134站站點(diǎn)分布Fig. 1 Distribution of 134 stations in the Sichuan Basin

2.2 方法介紹

（1）水汽輸送通量：本文通過(guò)計(jì)算水汽通量來(lái)表征水汽輸送特征。水汽通量計(jì)算方法參考楊柳等（2018），具體如下：

對(duì)于單位面積空氣柱，總的大氣水汽輸送通量矢量Q計(jì)算公式為

緯向和經(jīng)向水汽輸送通量分別為

邊界積分的水汽輸送表示為

式中，q為比濕，g為 重力加速度，ps為地面氣壓，x1、x2和y1、y2為邊界的起始、終止經(jīng)度和緯度。在計(jì)算整層水汽輸送時(shí)，為消除地形對(duì)整層水汽輸送的影響，垂直積分從地表開(kāi)始，由于大氣中的水汽主要集中于低層，整層水汽輸送積分到300 hPa。

（2）文中使用了經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解（EOF）、合成、回歸及Studentt檢驗(yàn)方法。

3 四川盆地夏季降水主模態(tài)的時(shí)空分布特征及環(huán)流型

對(duì)盆地1979～2018年夏季（6～8月，以下同）降水進(jìn)行EOF展開(kāi)。結(jié)果顯示EOF1為全區(qū)一致型（圖2a），方差貢獻(xiàn)率為23.91%，結(jié)合其標(biāo)準(zhǔn)化后的時(shí)間系數(shù)PC1（圖2c）可以看到，20世紀(jì)80年代到90年代，盆地降水經(jīng)歷了一致減少—增多趨勢(shì)變化，進(jìn)入21世紀(jì)后趨勢(shì)不明顯，但一致偏少出現(xiàn)的概率較大，同時(shí)個(gè)別年份降水異常的振幅較大，如1998夏季異常偏多和2006年夏季異常偏少。EOF2為降水東西反相型（圖2b），方差貢獻(xiàn)率為21.29%，接近于EOF1的方差貢獻(xiàn)，說(shuō)明近40年來(lái)EOF2的出現(xiàn)頻率也是相對(duì)較高的。從其標(biāo)準(zhǔn)化后的時(shí)間系數(shù)PC2（圖2d）可以看到，在20世紀(jì)80年代有上升趨勢(shì)，80年代末到21世紀(jì)初期，PC2存在明顯下降特征，結(jié)合降水模態(tài)，顯示在這段時(shí)期內(nèi)四川盆地西部降水有減少趨勢(shì)，而東部降水有增多趨勢(shì)，與周長(zhǎng)艷等（2006）的研究結(jié)果一致。但是近十幾年來(lái)，PC2又表現(xiàn)為顯著上升特征，即盆地夏季降水西多東少分布的態(tài)勢(shì)又有所加強(qiáng)。結(jié)合PC1和PC2的變化特征可知，川渝盆地夏季降水在20世紀(jì)80年代多出現(xiàn)東西反相型，在90年代到21世紀(jì)初以一致型為主，進(jìn)入21世紀(jì)10年代后又多為東西反相型。前兩個(gè)模態(tài)累計(jì)方差為45.2%，遠(yuǎn)高于其他模態(tài)（第三模態(tài)開(kāi)始方差貢獻(xiàn)未超過(guò)10%），因此選取前兩個(gè)模態(tài)作為四川盆地夏季降水主模態(tài)進(jìn)行分析。分別選取第一、二模態(tài)標(biāo)準(zhǔn)化時(shí)間系數(shù)大于0.8個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差的年份作為降水主模態(tài)異常年份，對(duì)于其中重復(fù)的年份根據(jù)標(biāo)準(zhǔn)化指數(shù)的絕對(duì)值大小進(jìn)行劃分。從而得到PC1正異常年份有：1980、1983、1984、1987、1998、2007年共6年；PC1負(fù)異常年份有：1992、1994、1997、2001、2004、2006、2011年共7年。PC2正 異 常 年 份 有：1981、1988、1990、2010、2013、2018年共6年；PC2負(fù)異常年份有：1982、1986、2002、2008、2015、2016年共6年，用于后文分析。

圖2 四川盆地1979～2018年夏季降水正交經(jīng)驗(yàn)函數(shù)分解（a）第一模態(tài)、（b）第二模態(tài)及其對(duì)應(yīng)的時(shí)間系數(shù)（c）PC1、（d）PC2（柱狀圖為時(shí)間系數(shù)，實(shí)線為五年滑動(dòng)平均）Fig. 2 (a) EOF1 and (b) EOF2 modes of the summer rainfall in the Sichuan Basin from 1979 to 2018, and their associated time series (c) PC1 and (d)PC2 (the bars in c and d are the PC1 and PC2, respectively, and the solid line is the PC five-year moving average)

進(jìn)一步分析四川盆地降水主模態(tài)的大尺度環(huán)流特征。為突出環(huán)流的年際變化，本文將PC減去其一元線性回歸值，利用去趨勢(shì)后的PC1、PC2分別回歸同期夏季500 hPa高度場(chǎng)、850 hPa風(fēng)場(chǎng)及200 hPa緯向風(fēng)場(chǎng)異常。盆地降水一致偏多模態(tài)對(duì)應(yīng)500 hPa高度場(chǎng)的環(huán)流異常（圖3a）顯示，歐亞中緯度地區(qū)西高東低，東亞地區(qū)從熱帶至中高緯地區(qū)為南高北低型分布。即烏拉爾地區(qū)高度場(chǎng)為正距平，蒙古、我國(guó)東北到日本一帶高度場(chǎng)為負(fù)距平，而我國(guó)南方到西太平洋上空為顯著正距平，此種環(huán)流型有利于夏季西太平洋副熱帶高壓（下文簡(jiǎn)稱(chēng)西太副高）偏強(qiáng)偏西偏南，該特征在PC1正負(fù)異常年的588線合成圖（圖3d）上也可以得到驗(yàn)證。回歸的850 hPa風(fēng)場(chǎng)異常（圖3b）與500 hPa高度場(chǎng)一致，高低空為明顯的相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)，南海到菲律賓以東為強(qiáng)大的反氣旋性環(huán)流，我國(guó)東北、日本一帶為氣旋性環(huán)流，二者共同作用引導(dǎo)熱帶西太平洋、南海水汽向四川盆地輸送，巴爾喀什湖上空至烏拉爾山地區(qū)存在較強(qiáng)的反氣旋環(huán)流異常，其東側(cè)的偏北風(fēng)引導(dǎo)北方冷空氣沿高原東側(cè)南下，與暖濕氣流在四川盆地交匯，造成盆地夏季降水一致偏多。從回歸的200 hPa緯向風(fēng)場(chǎng)異常（圖3c）可以看到，夏季東亞副熱帶西風(fēng)急流主要位于40°N附近，西風(fēng)急流軸北側(cè)為東風(fēng)負(fù)異常，南側(cè)為西風(fēng)異常，對(duì)應(yīng)東亞急流在我國(guó)上空位置偏南，有利于四川盆地上空為顯著的輻散異常。此外有研究指出，當(dāng)東亞副熱帶西風(fēng)急流異常偏南時(shí)，南亞高壓偏強(qiáng)，位置偏南偏東，500 hPa等高線經(jīng)向度加大，冷空氣易南下，同時(shí)副高偏西偏南（況雪源和張耀存, 2006;楊小波等, 2014），副高外圍水汽由南海向盆地輸送，這與500 hPa高度場(chǎng)及850 hPa風(fēng)場(chǎng)的配置一致。降水一致偏少年，環(huán)流場(chǎng)異常特征與上述分析完全相反。

圖3 PC1回歸（a）500 hPa高度場(chǎng)異常（單位：gpm）、（b）850 hPa風(fēng)場(chǎng)異常（單位：m s?1）、（c）200 hPa緯向風(fēng)場(chǎng)異常（填色，單位：m s?1）及（d）PC1正（紅色）、負(fù)（藍(lán)色）異常年5880 gpm線合成（黑色方框?yàn)樗拇ㄅ璧厮谖恢?；圖a、b、c中填色為回歸場(chǎng)通過(guò)顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域，絕對(duì)值大于0.304、0.393分別表示置信水平達(dá)到95%和99%，冷、暖色分別表示負(fù)、正異常區(qū)；圖c中的虛線為緯向風(fēng)速大于25 m s?1和30 m s?1的氣候平均態(tài), 圖d中黑色實(shí)線為氣候平均態(tài)）Fig. 3 (a) 500 hPa geopotential height anomaly (units: gpm), (b) 850 hPa wind anomaly (units: m s?1), and (c) 200 hPa zonal wind anomaly (unit: m s?1)were regressed upon PC1 and synthesized 5880 gpm (d) based on PC1 positive phase (red line) and negative phase (blue line) (The black box represents the position of the Sichuan Basin; filled areas with absolute values greater than 0.304 and 0.393 represent the 95% and 99% confidence levels, respectively; cold and warm colors represents negative and positive anomaly areas; the line in (c) represents the climate mean of the horizontal wind speeds greater than 25 m s?1 and 30 m s?1; the black line in (d) represents the climate mean of 5880 gpm)

利用去趨勢(shì)的PC2序列回歸環(huán)流場(chǎng)，當(dāng)降水為西多東少時(shí)，500 hPa高度場(chǎng)上（圖4a）歐亞中高緯存在一條西北—東南走向的“+ ? +” 波列，即歐亞大陸次極區(qū)高度場(chǎng)為正異常，巴爾喀什湖到貝加爾湖一帶高度場(chǎng)為負(fù)異常，正負(fù)異常中心分別位于巴倫支海和貝加爾湖附近，這種環(huán)流形式類(lèi)似于極地—?dú)W亞遙相關(guān)型（POL型）負(fù)位相，這與大型斜槽斜脊的環(huán)流特征相似（Bueh et al., 2011;He and Black, 2016）。極地遙相關(guān)負(fù)位相使得整個(gè)中緯度歐亞大陸范圍內(nèi)的阻塞高壓活動(dòng)加強(qiáng)，冷空氣大范圍堆積在斜槽區(qū)（Gao et al., 2019）。阻塞形勢(shì)是北半球中高緯常見(jiàn)的異常環(huán)流型（張慶云和陶詩(shī)言, 1998），鄂霍次克海、貝加爾湖、烏拉爾山是阻塞高壓發(fā)生頻次較高的地區(qū)。從回歸的500 hPa高度場(chǎng)異?？梢钥吹剑惣訝柡晕鳛轱@著的負(fù)異常區(qū)，選?。?0°～60°N，80°～110°E）代表貝加爾湖區(qū)（龔振淞等, 2004），根據(jù)PC2正負(fù)異常年對(duì)相應(yīng)的500 hPa高度場(chǎng)進(jìn)行合成（圖4d），在PC2正值年，貝加爾湖區(qū)高度場(chǎng)為負(fù)異常，是槽區(qū)；而PC2負(fù)值年，貝加爾湖區(qū)高度場(chǎng)為正異常，是脊區(qū)。PC2與貝加爾湖區(qū)高度場(chǎng)指數(shù)的相關(guān)系數(shù)為?0.26，置信水平達(dá)到90%。此外，我國(guó)東北部到日本一帶存在顯著正異常中心。回歸的850 hPa風(fēng)場(chǎng)異常（圖4b）顯示，歐亞中高緯環(huán)流異常顯著，貝加爾湖到我國(guó)北部一帶存在強(qiáng)大的氣旋性環(huán)流異常，加強(qiáng)了日本到我國(guó)東北一帶的反氣旋性環(huán)流，該反氣旋與南海氣旋共同作用，使得較強(qiáng)的偏東及偏東北氣流攜帶西太平洋水汽進(jìn)入內(nèi)陸，受云貴高原阻擋作用在高原東側(cè)分為南北兩支，四川盆地主要受偏南分支氣流的影響，同時(shí)青藏高原阻擋作用使得水汽在盆地西部堆積抬升，與貝加爾湖異常氣旋性環(huán)流引導(dǎo)的沿高原東側(cè)南下的冷空氣相結(jié)合，產(chǎn)生有效降水。從PC2回歸的200 hPa緯向風(fēng)場(chǎng)上可以看到（圖4c），40°～50°N的平均西風(fēng)為正異常，40°N以南和60°N以北為東風(fēng)異常，與貝加爾湖區(qū)高度場(chǎng)偏低有較好的對(duì)應(yīng)。以上分析顯示該降水模態(tài)受低緯系統(tǒng)影響較小，而中高緯環(huán)流系統(tǒng)的影響占據(jù)主導(dǎo)地位。

圖4 （a–c）同圖3，但為PC2回歸結(jié)果；（d）PC2高低值年貝加爾湖區(qū)500 hPa高度場(chǎng)平均的異常合成值（單位：gpm）Fig. 4 (a–c) Same as Fig.3, but for regressed on PC2; (d) Synthesized 500 hPa geopotential height (units: gpm) anomaly averaged over Baikal area based on PC2 value

4 四川盆地夏季降水主模態(tài)的水汽輸送差異

以上分析看出，四川盆地夏季降水第一、二模態(tài)的環(huán)流背景存在顯著的差異性。對(duì)應(yīng)降水一致偏多模態(tài)，來(lái)自低緯的水汽影響較大，其上空對(duì)流層低層為南北風(fēng)切變區(qū)，易形成輻合或輻散。而對(duì)應(yīng)東西反相型降水模態(tài)，來(lái)自低緯的水汽輸送減弱，受中高緯環(huán)流的影響較大，對(duì)流層低層為一致偏南風(fēng)或偏北風(fēng)。為更加細(xì)致的對(duì)比兩種主模態(tài)的水汽條件，計(jì)算了四川盆地1979年至2018年夏季平均的整層水汽輸送通量矢量（圖5），可見(jiàn)夏季進(jìn)入四川盆地的水汽主要有三支：第一支是印度西南季風(fēng)氣流經(jīng)孟加拉灣和中印半島北上的水汽；第二支是越赤道氣流與南亞季風(fēng)在南海匯合北上進(jìn)入川渝；第三支是西太平洋水汽沿西太副高外圍西南側(cè)的東南季風(fēng)進(jìn)入我國(guó)陸地，并與南海北上的水汽匯合，從川渝地區(qū)東側(cè)邊界進(jìn)入。根據(jù)平均水汽輸送特征，參照周曉霞等（2008）、李永華（2010）定義水汽通道的方法，有3條影響四川盆地的主要水汽通道：（1）孟加拉灣通道（20°N，85°～100°E），表征來(lái)自孟加拉灣向北的水汽輸送；（2）南海通道（22.5°N，100°～110°E），表征來(lái)自印度洋、中南半島轉(zhuǎn)向及來(lái)自南海的水汽輸送；（3）西太平洋通道（25°～35°N，120°E），表征來(lái)自南海轉(zhuǎn)向及西太平洋的水汽輸送。表1給出了1979～2018年夏季各水汽通道與四川盆地夏季降水PC1和PC2序列的相關(guān)系數(shù)。三條水汽通道均與第一模態(tài)時(shí)間系數(shù)呈顯著正相關(guān)，其中南海水汽通道的相關(guān)性最高，顯著性水平達(dá)到99%，表明全區(qū)一致降水模態(tài)受經(jīng)向水汽輸送的影響更為顯著。第二模態(tài)時(shí)間系數(shù)僅與太平洋水汽通道的相關(guān)性通過(guò)顯著性檢驗(yàn)，表明東西反相降水模態(tài)主要受西太平洋緯向水汽輸送的影響。

圖5 1979～2018年夏季平均水汽輸送通量矢量（單位：kg m?1 s?1），黑色方框?yàn)樗拇ㄅ璧厮谖恢肍ig. 5 Average water vapor transport flux vectors in summer from 1979 to 2018 (units: kg m?1 s?1), the black box is the position of the Sichuan Basin

表1 3條水汽通道與四川盆地夏季降水PC1/PC2的相關(guān)系數(shù)Table 1 Correlation coefficient between water vapor transportation channels and PC1/PC2 of summer rainfall over Sichuan Basin

進(jìn)一步分析不同模態(tài)的水汽收支差異，對(duì)四川盆地夏季降水第一、二模態(tài)正負(fù)異常年各邊界水汽異常進(jìn)行合成。西邊界和南邊界的水汽通量為正、東邊界和北邊界的水汽通量為負(fù)時(shí)，代表水汽通過(guò)邊界向區(qū)域內(nèi)輸送，反之則表示由區(qū)域內(nèi)向外輸出。從不同模態(tài)的邊界水汽收支（圖6）可以看到，在一致型模態(tài)下，正異常年水汽總體收支為正，負(fù)異常年總體收支為負(fù)，與降水分布有較好的對(duì)應(yīng)。二者的差異主要在南北邊界和東邊界，在降水一致偏多年，南北邊界都表現(xiàn)為水汽收入，而降水一致偏少年南北邊界則均為水汽支出。同時(shí)，東邊界在正負(fù)異常年表現(xiàn)為相反的特征，在降水一致偏多年為支出，偏少年為收入。PC1正位相對(duì)應(yīng)水汽凈收入遠(yuǎn)高于負(fù)位相對(duì)應(yīng)的凈支出，即降水偏多的異常特征更顯著。東西反相模態(tài)的邊界在正負(fù)異常年的合成中表現(xiàn)為完全相反的特征。經(jīng)向上，與第一模態(tài)南北邊界同收同支不同，西多東少年經(jīng)向上均為南風(fēng)輸送，而西少東多年均為北風(fēng)輸送，這與850 hPa風(fēng)場(chǎng)異常的回歸是一致的。在緯向上，西多東少年的東西邊界均表現(xiàn)為輸出特征，而東多西少年?yáng)|西邊界則均為輸入。從水汽量級(jí)來(lái)看，無(wú)論第一模態(tài)還是第二模態(tài)，盆地降水形成均以經(jīng)向水汽來(lái)源占主導(dǎo)地位，其差異在于全區(qū)一致降水偏多/少型為盆地的南北兩邊界表現(xiàn)同收/同支；而東西反相降水型則表現(xiàn)為一收一支，其中西多東少型為南收北支，而西少東多型為北收南支。

圖6 四川盆地夏季降水主模態(tài)對(duì)應(yīng)（a，b）PC1、（c，d）PC2（a，c）正（b，d）負(fù)異常年各邊界水汽收支（單位：kg s?1），紅色箭頭表示支出，藍(lán)色箭頭表示收入Fig. 6 Water vapor budget (units: kg s?1) of the (a, c) positive and (b, d) negative phases of (a, b) PC1 and (c, d) PC2 of the Sichuan Basin’ s summer rainfall pattern (red arrow represent output and blue arrow means input)

5 四川盆地夏季降水主模態(tài)的前期外強(qiáng)迫信號(hào)

季節(jié)尺度大氣環(huán)流的異常往往受到海溫、海冰等外強(qiáng)迫因子變化的影響，因此為進(jìn)一步認(rèn)識(shí)影響四川盆地降水變化的大氣環(huán)流異常形成的原因，探討了外強(qiáng)迫信號(hào)的可能作用。首先利用PC1和PC2分別回歸前期1～8月的海溫距平場(chǎng)?？梢钥吹?，全區(qū)一致降水偏多模態(tài)對(duì)應(yīng)的海溫場(chǎng)（圖7）在前期冬季赤道東太平洋存在較大范圍的顯著暖水區(qū)，至初春逐漸減弱消失，這與ENSO事件衰減年的海溫分布演變一致。即ENSO事件在當(dāng)年春夏季為發(fā)展階段，秋冬季節(jié)達(dá)到成熟階段，到次年春夏季為衰減階段（Wang, 1995）。根據(jù)美國(guó)氣候預(yù)測(cè)中心（CPC）對(duì)ENSO歷史事件的統(tǒng)計(jì)，對(duì)夏季降水主模態(tài)典型異常年份對(duì)應(yīng)的1～8月海溫演變進(jìn)行分析，如表2所示，在降水一致偏多典型異常的6年中，有5年是厄爾尼諾衰減年，占83%，1年為厄爾尼諾持續(xù)年。在一致偏少的典型異常7年中，有3年為拉尼娜衰減年，占43%，其余為3年中性年、1年厄爾尼諾發(fā)展年。說(shuō)明降水一致型的海溫背景具有非對(duì)稱(chēng)性，降水一致偏多年的海溫演變特征較為一致，多出現(xiàn)在ENSO事件衰減年或中性年。進(jìn)一步計(jì)算NINO3.4指數(shù)與PC1的超前滯后相關(guān)（圖8），當(dāng)NINO3.4指數(shù)超前10個(gè)月的時(shí)候，二者相關(guān)系數(shù)的顯著性水平已達(dá)到95%，并可維持到超前4個(gè)月。在厄爾尼諾衰減年夏季，貝加爾湖附近為反氣旋性環(huán)流異常，東亞?wèn)|北部為氣旋性環(huán)流異常，二者共同作用可引導(dǎo)北方冷空氣南下；而菲律賓以東洋面至中南半島為強(qiáng)大反氣旋性環(huán)流異常，西太副高偏強(qiáng)、偏南、西伸（孫旭光和楊修群, 2005），引導(dǎo)水汽向盆地輸送與冷空氣結(jié)合產(chǎn)生降水，造成盆地夏季降水偏多。以上結(jié)果表明，在年際變化尺度上，ENSO的演變趨勢(shì)與四川盆地夏季降水一致模態(tài)關(guān)系密切。

圖7 PC1回歸1979～2018年前期（a–h）1～8月海溫異常（絕對(duì)值大于0.304、0.393的填色區(qū)域分別表示置信水平達(dá)到95%和99%）Fig. 7 SSTA (units: °C) from January to August regressed on PC1 for 1979 to 2018 (Shaded areas with absolute values greater than 0.304 and 0.393 represent the 95% and 99% confidence levels, respectively)

表2 四川盆地夏季降水主模態(tài)典型異常年的ENSO特征Table 2 Sea surface temperature anomaly tendency of the Sichuan Basin’s main summer rainfall modes

此外，作為亞洲夏季風(fēng)各種能量及水汽輸送重要源地之一的印度洋地區(qū)，從前期冬季開(kāi)始也存在顯著相關(guān)區(qū)域，其顯著相關(guān)可一直持續(xù)到初夏。印度洋熱力異常作為“第二推動(dòng)力”的海陸熱力差異，對(duì)印度洋—太平洋海溫配置及大氣環(huán)流具有重要作用，熱帶印度洋海溫異常模態(tài)和南印度洋偶極子模態(tài)對(duì)夏季風(fēng)及東亞降水有明顯影響（陳麗娟等,2013）。選取熱帶印度洋全區(qū)海溫（IOBW）指數(shù)、熱帶印度洋偶極子（TIOD）指數(shù)、副熱帶南印度洋偶極子（SIOD）指數(shù)分別與PC1進(jìn)行超前滯后相關(guān)（圖8）?？梢钥吹?，TIOD指數(shù)與PC1的相關(guān)在超前10個(gè)月時(shí)置信水平達(dá)到95%，此后相關(guān)系數(shù)隨時(shí)間增長(zhǎng)，到超前7個(gè)月達(dá)到最大，置信水平達(dá)到99%。唐紅玉等（2020）研究指出當(dāng)上一年11月TIOD正位相時(shí)，次年夏季環(huán)流場(chǎng)上表現(xiàn)為烏山阻高明顯、中緯度30°～37°N多低值系統(tǒng)，西太副高偏強(qiáng)、偏南的特征，這與盆地降水一致偏多模態(tài)的環(huán)流特征一致。而當(dāng)ENSO和TIOD同時(shí)發(fā)生，二者通過(guò)異常的赤道大氣緯向垂直環(huán)流聯(lián)系，使得兩事件有顯著的相關(guān)并相互維持（Li and Mu,2001），當(dāng)二者同為正位相時(shí)，兩大洋間的連帶關(guān)系使得太平洋暖池地區(qū)下沉運(yùn)動(dòng)加強(qiáng)，進(jìn)一步對(duì)次年長(zhǎng)江流域夏季降水產(chǎn)生影響（李琰等, 2007）。熱帶印度洋常隨著厄爾尼諾事件逐漸變暖，并在滯后于厄爾尼諾事件成熟一個(gè)季度達(dá)到峰值（袁媛,2008）。IOBW指數(shù)與PC1的相關(guān)在超前7個(gè)月時(shí)置信水平達(dá)到95%，可一直維持到超前一個(gè)月，滯后于NINO3.4指數(shù)。近年來(lái)的研究表明，印度洋海溫在ENSO衰減年起重要的“充電器”作用，海溫一致增暖（變冷）可通過(guò)海氣相互作用激發(fā)赤道印度洋到西太平洋的異常Walker環(huán)流圈，加強(qiáng)（減弱）西太副高的強(qiáng)度，延續(xù)ENSO對(duì)大氣環(huán)流和氣候異常的影響（Wu and Kirtman, 2004; Xie et al., 2009），從而進(jìn)一步影響水汽向盆地的輸送，造成降水一致偏多（偏少）。南印度洋偶極子與PC1的相關(guān)在超前3～5個(gè)月時(shí)置信水平達(dá)到95%。研究指出，SIOD主要出現(xiàn)在冬春季，到夏季可通過(guò)影響海洋大陸上空SST異常影響對(duì)流活動(dòng)，進(jìn)一步影響副高強(qiáng)度，造成來(lái)自太平洋的赤道東風(fēng)水汽輸送和印度洋的赤道西風(fēng)水汽在海洋大陸的輻合輻散，然后進(jìn)入我國(guó)，進(jìn)而影響夏季降水（楊明珠和丁一匯, 2007）。以上分析表明，低緯海洋的海溫異常對(duì)四川盆地夏季降水第一模態(tài)的年際變化具有一定的指示意義。

圖8 PC1與海溫指數(shù)的時(shí)間超前滯后相關(guān)（0表示同期，負(fù)值表示超前月數(shù)，正值表示滯后月數(shù)）Fig. 8 Time lead/lag correlation between PC1 and SST indexes (0 represents the same period, negative values represent the number of lead months, and positive values represent the number of lag months

從PC2回歸的海溫距平場(chǎng)可以看到（圖9），在西多東少降水模態(tài)下，前期1～4月與海溫相關(guān)不明顯，僅在5月開(kāi)始在赤道東太平洋地區(qū)出現(xiàn)顯著負(fù)相關(guān)，后期顯著范圍逐漸擴(kuò)大、強(qiáng)度增強(qiáng)，表現(xiàn)為拉尼娜事件發(fā)展的特征。在典型西多東少異常的6年里，有兩年為厄爾尼諾衰減到拉尼娜發(fā)展特征，占33%，兩年中性年，一年拉尼娜衰減年，一年厄爾尼諾衰減年。在東多西少異常的典型6年中，4年為拉尼娜發(fā)展年，占67%，其余兩年分別為拉尼娜衰減和厄爾尼諾衰減特征。說(shuō)明東西反相降水模態(tài)多出現(xiàn)于ENSO事件發(fā)展年，與全區(qū)一致型類(lèi)似，海溫異常影響的顯著性同樣具有不對(duì)稱(chēng)性，在東多西少年海溫影響的一致性較高。東西反相模態(tài)與ENSO事件發(fā)展時(shí)間接近，印度洋海溫異常的相關(guān)也是同樣的特征，說(shuō)明其受前期熱帶海洋的影響較小。有研究指出，四川盆地夏季降水東西反相模態(tài)時(shí)間系數(shù)與前期1月黑潮區(qū)和加利福尼亞冷流區(qū)存在范圍較大的顯著正相關(guān)（楊佑洪,1997）。由于研究資料的差異，本文在前期海溫異常相關(guān)場(chǎng)上未見(jiàn)較大范圍的顯著相關(guān)區(qū)域。

圖9 PC2回歸1979～2018年前期（a–h）1～8月海溫異常（絕對(duì)值大于0.304、0.393的填色區(qū)域分別表示置信水平達(dá)到95%和99%）Fig. 9 SSTA (units: °C) from January to August regressed on PC2 for 1979 to 2018 (Shaded areas with absolute values greater than 0.304 and 0.393 represent the 95% and 99% confidence levels, respectively)

從上文第二主模態(tài)的環(huán)流分析可知，中高緯環(huán)流的影響更為顯著。除海溫外，歐亞中高緯大氣遙相關(guān)可能與北極海冰關(guān)系密切（張若楠和武炳義,2011; 王素艷等, 2021），海冰異?？梢酝ㄟ^(guò)影響下墊面熱通量的異常分布進(jìn)一步影響大氣環(huán)流。圖10給出了PC2高低值年春季北極海冰密集度的差值分布，可以看出在芭芬灣區(qū)域海冰明顯偏少，選取（51°～53°N，55°～58°W）作為芭芬灣關(guān)鍵區(qū)，該區(qū)春季海冰密集度區(qū)域平均指數(shù)與PC2相關(guān)系數(shù)為?0.28，置信水平達(dá)到90%。前期芭芬灣海冰偏少有利于湍流熱通量加強(qiáng)，可激發(fā)歐亞大陸準(zhǔn)定常行星波（Wu et al., 2013），通過(guò)熱力和動(dòng)力作用進(jìn)一步激發(fā)夏季歐亞遙相關(guān)波列（張若楠等,2018）。以上分析表明，前期春季北極海冰異常對(duì)四川盆地夏季降水第二主模態(tài)的年際變化具有一定指示意義。

圖10 PC2高低值年合成的前期春季海冰密集度差值場(chǎng)（黑色點(diǎn)表示差值場(chǎng)的置信水平達(dá)到90%）Fig. 10 Composite differences in Arctic sea ice concentrations in the preceding spring between high and low PC2 years (black dots represent the 90% confidence level)

6 結(jié)論與討論

本文采用1979～2018年四川盆地夏季逐月降水資料及經(jīng)驗(yàn)正交分解的方法得到了四川盆地夏季降水的主模態(tài)，并對(duì)不同模態(tài)的環(huán)流配置和海溫海冰異常變化趨勢(shì)進(jìn)行了分析，得到如下主要結(jié)論：

（1）1979～2018年，四川盆地夏季降水的主模態(tài)為一致型和東西反相型，兩個(gè)模態(tài)方差貢獻(xiàn)相近，累計(jì)解釋方差約為45%。盆地夏季降水在20世紀(jì)80年代多出現(xiàn)東西反相型，在20世紀(jì)90年代到21世紀(jì)初以一致型為主，進(jìn)入21世紀(jì)10年代后又以東西反相型占優(yōu)。

（2）降水一致型模態(tài)受低緯環(huán)流的影響較大，其上空對(duì)流層低層為南北風(fēng)的輻合或輻散。盆地降水一致偏多模態(tài)年夏季，副熱帶急流軸位置偏南，南亞高壓偏強(qiáng)，位置偏南偏東；西太副高偏強(qiáng)偏西偏南；盆地上空為南北風(fēng)交匯區(qū)，巴爾喀什湖上空至烏拉爾山地區(qū)上空存在較強(qiáng)的反氣旋環(huán)流異常，其東側(cè)的偏北風(fēng)引導(dǎo)北方冷空氣沿高原東側(cè)南下，與南海到菲律賓以東強(qiáng)大的反氣旋性環(huán)流引導(dǎo)的暖濕氣流交匯，造成四川盆地夏季降水一致偏多。降水一致偏少年，環(huán)流場(chǎng)異常特征與上述分析完全相反。

（3）降水東西反相型模態(tài)受中高緯度環(huán)流的影響較大，對(duì)流層低層為一致偏南風(fēng)或偏北風(fēng)。盆地降水西多東少時(shí)，歐亞大陸次極區(qū)高度場(chǎng)為正異常，巴爾喀什湖到貝加爾湖一帶為負(fù)異常，類(lèi)似于極地—?dú)W亞遙相關(guān)型（POL型）負(fù)位相，貝加爾湖阻塞形勢(shì)顯著；日本島至我國(guó)東北一帶的反氣旋環(huán)流與南海氣旋共同作用，使得較強(qiáng)的偏東及偏東北氣流攜帶西太平洋水汽進(jìn)入內(nèi)陸，受云貴高原阻擋作用在高原東側(cè)分為南北兩支，四川盆地主要受南支氣流的影響，同時(shí)青藏高原的阻擋作用使得水汽在盆地西部堆積抬升，與貝加爾湖異常氣旋性環(huán)流引導(dǎo)的沿高原東側(cè)南下的冷空氣相結(jié)合，產(chǎn)生有效降水。盆地上空為一致偏南氣流。盆地降水東多西少時(shí)，環(huán)流形勢(shì)相反。

（4）四川盆地主要有三條水汽通道，分別為孟加拉灣通道、南海通道和西太平洋通道。全區(qū)一致型降水與三個(gè)通道水汽相關(guān)均顯著，其中南海水汽通道的相關(guān)性最高；東西反相型與西太平洋水汽通道關(guān)系密切。從盆地各邊界水汽收支看，經(jīng)向水汽量級(jí)較大，對(duì)降水異常產(chǎn)生重要影響。一致型降水偏多/少年，水汽在區(qū)域南北邊界表現(xiàn)為同收/同支，而東西反相型降水水汽在南北邊界為一收一支，其中西多東少型為南收北支，而西少東多型為北收南支。

（5）盆地夏季降水第一主模態(tài)受低緯中東太平洋及印度洋海溫異常的影響顯著，多發(fā)生于ENSO事件衰減年，厄爾尼諾的影響比拉尼娜顯著，具有非對(duì)稱(chēng)性。第二主模態(tài)東西反相型受海冰影響顯著。

值得注意的是，本文僅從ENSO循環(huán)和海冰覆蓋特征的大背景探討了海溫海冰對(duì)四川盆地夏季降水主模態(tài)的影響。近年來(lái)的研究表明，夏季環(huán)流特征對(duì)東部型、中部型不同ENSO事件的響應(yīng)是具有明顯差異的，積雪也是影響夏季降水的重要因子（陳麗娟等, 2016; Chen et al., 2019），因此外強(qiáng)迫特征對(duì)盆地降水的影響機(jī)理還需進(jìn)一步研究，并基于多影響因子建立客觀預(yù)報(bào)模型，都是非常重要的方向并具有業(yè)務(wù)應(yīng)用價(jià)值。