Plateau Meteorology

Plateau Meteorology >

2021 , Vol. 40 >Issue 2: 353 - 366

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2020.00045

Analysis on Effect of Tropical Indian Ocean Dipole Inter-Annual Oscillation on Annual Variation of Runoff in the Upper Reaches of Yangtze River

  • Yishu PANG , 1, 2 ,
  • Ningsheng QIN , 1 ,
  • Yu LUO 2 ,
  • Chunxue WANG 2 ,
  • Bin ZHOU 2
Expand
  • 1. Institute of Plateau Meteorology，China Meteorological Administration，Chengdu/Heavy Rain and Drought-Flood Disasters in Plateau and Basin Key Laboratory of Sichuan Province，Chengdu 610072，Sichuan，China
  • 2. Sichuan Climate Center，Chengdu 610072，Sichuan，China

Received date: 2019-12-18

  Revised date: 2020-05-28

  Online published: 2021-04-28

Fold

Highlights

In this paper， the influence of Tropical Indian Ocean Dipole （TIOD） oscillation in autumn on the annual runoff in the upper reaches of the Yangtze river in the following year and the corresponding physical mechanism were analyzed by means of interannual increment， wavelet analysis and regression analysis.The results show that both the autumn TIOD and annual runoff of the upper Yangtze River have significant interannual oscillation characteristics， especially before the 1980s and after the 1990s.Their hysteresis correlation coefficient is 0.42， passing the significance test of 99.9%.In other words， autumn TIOD was strengthened （weakened） compared with the previous year， which is conducive to the increase （decrease） of runoff in the upper reaches of the Yangtze river in the next year.Such a relationship can be realized through the modulation of autumn TIOD on precipitation， especially the summer precipitation.When TIOD is strengthened in autumn， the SST of the equatorial Indian Ocean shows an east-west "-+" distribution， in which the warmer zone extends to 20°N/S， and the colder zone stretches to the western Pacific Ocean.An enhanced Walker circulation is stimulated over the equatorial Indian Ocean to the western Pacific Ocean， centered directly over the Indian Ocean.With the development of time， the warm Kelvin wave generates and propagates to the east， and the center of the warm and cold sea temperature difference in the Indian Ocean moves to the east.In the following summer， the warm SST center of the western Indian Ocean moves to the edge of the eastern Indian Ocean to the South China Sea， while the cold area retreats to date line.The enhanced Walker circulation over Indian Ocean disappeared while the westerly of its upper layer turns to easterly and links to enhanced climbing airflow near 105°E.At the same time， the Walker Cell over the east of 105°E is strengthened， of which the upper level is westerly and the region below 400 hPa is easterly airflow.With the Coupling of high- and low-level circulation and cooperation with the Coriolis force， the negative vorticity increases in the subtropical zone of Northern Hemisphere， which lead to a larger and stronger West Pacific Subtropical High and northward expansion of corresponding anomalous anticyclone accordingly.Southwest airflow around this circulation system strengthens the water vapor transportation from the South China Sea and Bay of Bengal to the whole upper reaches of the Yangtze River in summer.Water vapor convergence rises and the precipitation significantly is more， which affects the variation of annual runoff in the upper reaches of the Yangtze River.

Cite this article

Yishu PANG , Ningsheng QIN , Yu LUO , Chunxue WANG , Bin ZHOU . Analysis on Effect of Tropical Indian Ocean Dipole Inter-Annual Oscillation on Annual Variation of Runoff in the Upper Reaches of Yangtze River[J]. Plateau Meteorology, 2021 , 40(2) : 353 -366 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2020.00045

1 引言

长江上游是指长江源头至湖北宜昌这一江段， 依次经过青海、 西藏、 四川、 云南、 重庆、 湖北等6个省区市， 长约4504 km， 控制流域面积1×106 km2。这一江段落差大， 峡谷深， 水流湍急， 水能资源丰富， 是长江流域大部分水能资源的集中区域。当今世界最大的水利发电工程——三峡大坝， 正位于长江上游和中游的交汇点湖北省宜昌市。因此， 深入探索长江上游年径流量的特点及其前兆信号， 分析其中的物理过程， 为准确预测长江上游年径流量提供科学基础， 具有十分重要的经济价值， 同时对长江上游生态区域研究也有重要的科学意义。
河道径流量的多寡主要受制于气候要素和人类活动因素两方面。其中流域内的降水和气温是气候变化的主要体现要素（张士锋等， 2011）。长江上游流域地处我国西南大部和西北部分地区， 夏季水汽主要来源于孟加拉湾及南海地区（蒋兴文等， 2007； 晏红明等， 2013）， 降水和气温同时受到太平洋和印度洋海温的影响。1999年， 研究人员发现热带印度洋地区存在海气相互作用， 表现为海表温度场的东西向偶极型分布， 称之为热带印度洋海温偶极子（TIOD）（Saji et al， 1999； Webster et al， 1999）。TIOD是印度洋次表层海温异常的最强信号（Rao et al， 2002）， 是印度洋气候系统内部可自我维持的强海气耦合系统， 在季节到年际尺度的气候变率中可起到主动和独立的作用（Saji et al， 1999； Webster et al， 1999； 刘宣飞和袁慧珍， 2006）。TIOD具有季节锁相性， 其位相成熟于北半球秋季（Saji and Yamagata， 2003a）。研究表明， TIOD对印度洋周边地区乃至全球的气候有明显影响（Latif and Dommenge， 1999； 李崇银和穆明权， 2001a； Saji and Yamagata， 2003b； 晏红明和李崇银， 2007）， 不仅对印度季风降水起重要的调节作用， 并且在ENSO与印度季风降水的联系中也扮演着重要角色（Ashok et al， 2001）， 与亚洲南部流场、 青藏高压和西太平洋副热带高压变动都有明显的关系（Li et al， 2001）。研究指出， TIOD对中国夏季降水、 中国南部地区冬季气温有较大的影响（肖子牛等， 2002）， 通过影响西南季风（闫晓勇和张铭， 2004a， 2004b）和东亚夏季风（Behera et al， 1999； 唐卫亚等， 2005）来影响中国大陆降水。尽管有研究表明TIOD与ENSO现象关系密切， 经常伴随着ENSO的发生（吴国雄和孟文， 1998； 孟文和吴国雄， 2000； Ashok et al， 2002； Nagura and Konda， 2007； 谷德军等， 2007； Xu et al， 2016）， 但其变化与ENSO 并非都有关系（Saji et al， 1999； Webster et al， 1999； Yamagata， 2003； 钱海峰等， 2003）， 因而TIOD可作为一种单独的预测信号（Vinayachandran et al， 1999）。
然而截止目前， 针对长江中上游径流量的研究多讨论ENSO、 太阳黑子等外强迫因子的影响（陈菊英， 1999； 石教智等， 2005； 黄胜， 2006； 徐留兴， 2006； 吕爱锋等， 2010）， 尚未有研究涉及TIOD与长江上游径流量的关系。因此， 本文将重点研究秋季TIOD对长江上游年径流量的影响， 并分析其中的物理机制， 为科学有效地预测长江上游年径流量打下理论基础。

2 数据来源与方法介绍

采用1951 -2013年三峡水库入库流量的水文控制站点——宜昌站逐月径流量数据； 1951 -2014年国家气候中心百项气候系统指数中的TIOD指数（https： //cmdp.ncc-cma.net/Monitoring/cn_index_130.php）， 定义为热带西印度洋（10°S -10°N， 50°E -70°E）的海温距平与热带东南印度洋（10°S -0°， 90°E -110°E）的海温距平差（Saji et al， 1999； Webster et al， 1999）； 1951 -2014年NCEP/NCAR逐月再分析资料500 hPa高度场， 700 hPa风场， 相对湿度， 垂直速度资料（2.5°×2.5°）； 1951 -2014年NOAA第5套扩展重建的逐月海温（SST）数据（2°×2°）； 1975 -2014年NOAA的对外长波辐射（OLR）数据（2.5°×2.5°）和1971 -2013年长江上游282个气象观测站点（图1）的逐月降水、 气温观测资料进行分析研究。
图1 长江上游流域282个气象站点分布

Fig.1 Diagram of 282 meteorological stations in the upper reaches of the Yangtze River

在研究过程中， 主要利用了Morlet小波分析、 回归分析、 相关分析和合成分析等统计方法， 并利用student-t方法检验回归系数的显著性， 在对风矢量回归和相关系数进行检验时， 首先检验矢量的纬向、 经向（或垂直）标量， 当两者均通过检验时该风矢量通过检验。为探究长江上游年径流量的年际振荡特征， 以及TIOD对其的影响， 本文引用年际增量法进行研究。年际增量即年际增幅， 其思想主要来自于Wang et al（2000）对大气环流模式作降水及环流预测的订正方法， 指的是当年的变量值减去前一年的变量值。年际增量可以显著减小变量受年代际背景的影响， 克服年代际和年际变化关系不一致的问题， 并且更加突出变量的年际振荡特征以及因子间的内在联系（范可等， 2007）。为说明年际增量在年际振荡研究中的有效性， 本文同时采用年代际信号常用研究方法11年滑动平均（朱丽华等， 2011）求取滑动年际分量进行对比。
为达到实际应用的目的， 本文指的年径流量为1 -12月径流量的月平均值。但在研究过程涉及逐季节分析时， 前冬则指的是前一年12月至当年2月（即前一年的冬季）， 春季为3 -5月， 夏季为6 -8月， 秋季为9 -11月。经核验， 1 -12月月平均径流量和前一年12月至当年11月月平均径流量的相关系数高达0.999， 平均相对误差不超过0.51%， 不影响研究结果。

3 长江上游年径流量的振荡特征及其与秋季TIOD的变化关系

长江上游年径流量的时间变化特征（图2）主要表现在周期为2~4年的年际振荡， 周期15年和32年左右的年代际振荡。其中仅2~4年振荡周期通过显著性检验， 是长江上游年径流量最主要的时间变化特征［图2（b）］。这说明从年际振荡角度研究长江上游年径流量时间变化及其对外强迫信号响应是十分有意义的。从时间轴来看， 长江上游年径流量的年际周期振荡突出表现在20世纪80年代以前和90年代之后， 而在1980 -1990年则相对较弱［图2（a）］。经过两种年际信号提取方法的处理后， 长江上游年径流量的年际振荡信号均被放大， 2~4年周期振荡信号的功率谱强度由0.9增至1.4以上［图2（d）， （f）］， 且1980 -1990年的年际振荡信号也被突显出来［图2（c）， （e）］。然而， 在滑动年际分量中， 6~7年周期信号同样得到放大， 强度与2~4年周期信号相当， 并且2~4年周期信号在1980 -1990年不连续［图2（e）， （f）］。与滑动年际分量相比， 年际增量的显著信号仅包含2~4年年际振荡， 在1980 -1990年的连续性更好， 对应功率谱强度更强， 没有其他信号的干扰［图2（c）， （d）］。从图3中同样可以看出， 年际增量和滑动年际分量均体现出长江上游年径流量的年际振荡特征， 两者变化趋势基本一致， 相关系数达到0.61， 通过99.99%的显著性检验。但滑动年际分量包含了除年代际、 年际变化以外其他时间尺度的变化特征， 在20世纪50年代呈下降趋势， 60年代呈上升趋势。以1952 -1960年为例， 这9年滑动年际分量的一元线性回归系数为 -366.9 m3·a-1， 通过90%的显著性检验， 下降趋势明显。而相同时段年际增量的一元线性回归系数则为-48.5 m3·a-1， 未通过20%的显著性检验， 没有明显变化趋势， 仅表现为年际振荡（图略）。上述分析说明， 对于长江上游年径流量的年际振荡特征研究而言， 年际增量方法更加适用。
图2 长江上游宜昌站标准化年径流量、 年际增量和滑动年际分量的小波交换功率谱（左）和全局功率谱（右）分布

左列图中, 黑色实线内的阴影部分表示通过95%信度显著性的红噪声标准谱检验区域, 虚点线表示影响锥曲线（COI）, 在该曲线以外的功率谱受边界效应影响而不予考虑; 右列图中的实（虚）线表示小波全局功率谱（95%显著性水平的标准谱）

Fig.2 Morlet wavelet power spectrum (left) and global wavelet spectrum (right) of standard annual runoff, incremental runoff and sliding interannual component of runoff in the Upper Yangtze River from 1952 to 2013.In the left column diagram, the shaded area inside the black solid line indicate red noise standard spectrum passing the 95% confidence level, and the dotted line indicates COI (cone of influence), the area outside which would not be considered for boundary effect.In the right column diagram, solid (dotted) line indicates global wavelet spectrum (standard spectrum passed 95% significance level), the abscissa is for spectrum value and the ordinate is for period

图3 1952 -2003年长江上游年径流量年际增量和滑动年际分量以及它们在前9年的一元线性回归拟合线

Fig.3 Standardized annual increment and sliding interannual component of runoff in the Upper Yangtze River from 1952 to 2003, with their one-place linear regression fitting lines in the first nine years

已有的研究表明， TIOD存在明显的年际变化特征， 其年际变化周期主要是4~5年和准2年（李崇银等， 2001b）。李东辉等（2005）利用耦合气候系统模式（FGCM-1.0）模拟的TIOD表现出1~5年周期变化， 其中具有统计性检验的周期集中在1~3年之间。此外， 殷永红等（2001）发现TIOD的强度存在着年代际差异， 1980年代偏弱， 1990年代偏强。在进行年际增量处理后（图4）， 秋季TIOD的年际特征被放大， 年代际背景影响减小， 主要表现为准2年振荡， 4~5年周期也有所体现［图4（b）］， 这与前人的研究一致。与此同时， 秋季TIOD的年际振荡特征在1970年以前和1990年之后尤为明显［图4（a）］， 与长江上游年径流量年际振荡显著时段重合， 说明秋季TIOD的年际变化对次年长江上游径流量的多寡是有所影响的。
图4 1952 -2013年秋季TIOD标准化年际增量的小波交换功率谱(a)和全局功率谱(b)分布

图（a）中黑色实线内的阴影部分表示通过95%信度显著性的红噪声标准谱检验区域, 虚点线表示影响锥曲线（COI）, 在该曲线以外的功率谱受边界效应影响而不予考虑; 图（b）中的实（虚）线表示小波全局功率谱（95%显著性水平的标准谱）

Fig.4 The Morlet wavelet power spectrum (a) and global wavelet spectrum (b) of standard annual increment of TIOD in autumns from 1952 to 2013.In Fig.4(a), the shaded area inside the black solid line indicate red noise standard spectrum passing the 95% confidence level, and the dotted line indicates COI (cone of influence), the area outside which would not be considered for boundary effect.In Fig.4(b), solid (dotted) line indicates global wavelet spectrum (standard spectrum passed 95% significance level)

研究发现， 秋季TIOD年际增量和次年长江上游年径流量年际增量有非常好的对应关系， 两者的相关系数为0.42， 可通过99.9%的显著性检验。这种对应关系在TIOD年际振荡显著的1972年以前和1993年以后两个时段更为显著， 相关系数达0.58， 通过99.99%的显著性水平检验。当秋季TIOD年际增幅超过1个标准差时（如1961， 1962， 1964， 1972， 1994， 1997， 1998和2006年）， 次年长江上游径流量年际增幅与其呈71%的同符号变化（图5）。这说明， 秋季TIOD的年际变化对长江上游年径流量的变化有非常强的指示意义。当秋季TIOD较前一年增强时， 次年长江上游径流量较前一年偏多， 当秋季TIOD减弱时， 次年长江上游径流量则偏少。这种影响在TIOD年际振荡偏强时段更为明显， 若秋季TIOD年际增量大（小）于1倍标准差时， 次年长江上游年径流量较前一年的增多（减少）概率为71%。
图5 1952 -2012年秋季TIOD与次年长江上游年径流量的年际增量标准差以及它们的相关系数

Fig.5 Standard annual increment and their correlation coefficient of TIOD in Autumn and annual runoff in the upper Reaches of the Yangtze River from 1952 to 2012

4 秋季TIOD对长江上游年径流量的影响分析

降水和气温是影响长江上游径流量多寡的两大气候要素， 气温的变化引起流域潜在蒸发和实际蒸发的变化， 降水的变化则作用在下垫面引起流域水分的垂向和横向再分布， 从而影响流域径流的情势变化（张士锋等， 2011）。前一节的分析表明， 秋季TIOD的年际振荡与次年长江上游年径流量的变化有非常密切的关联， 当TIOD增强（减弱）时， 长江年径流量随之增强（减弱）。为解释它们之间的这种变化关系， 弄清其中的影响机制， 本文分析研究了秋季TIOD对长江上游流域气候要素的影响。
由1971 -2012年秋季TIOD年际增量与次年长江上游地区年降水量、 年平均气温年际增量的相关系数场（图6）可以看出， 秋季TIOD的年际增量与次年长江上游流域大部地区的年降水量年际增量呈正相关关系， TIOD增强（减弱）， 长江上游大部地区年降水偏多（偏少）［图6（a）］。其中金沙江上、 中游， 雅砻江中、 下游， 岷江上游， 沱江， 嘉陵江中、 下游等流域以及宜昌本站的年降水量与秋季TIOD的相关系数均通过了信度为90%的显著性水平检验。另一方面， 秋季TIOD年际增量与次年重庆至宜昌段和岷江流域气温的年际增幅呈反相关关系， TIOD增强（减弱）， 这些区域的气温降低（升高）； 与长江上游其余气温则成正相关关系， TIOD增强（减弱）， 这些区域的气温升高（降低）。但TIOD与气温的相关系数仅在金沙江上游的个别站点通过90%显著性水平检验， 其余地区均未通过检验［图6（b）］。这说明秋季TIOD对次年长江上游年径流量的影响主要是通过影响流域降水量来实现的。
图6 1971 -2012年秋季TIOD年际增量与次年长江上游地区年降水量（a）、 年平均气温（b）年际增量的相关系数场

黑色等值线为相关系数值; 彩色阴影（±0.251）表示通过90%显著性水平检验

Fig.6 Correlation coefficient field between the annual increment of autumn TIOD and the annual precipitation (a) and annual average temperature (b) of the following year in the upper reaches of the Yangtze River from 1971 to 2012.The black solid line is the correlation coefficient value, and the color area (±0.251) has passed the 90% confidence significance test

进一步诊断后发现， 当秋季TIOD增强时， 次年前冬长江上游流域大部降水增多， 而嘉陵江流域降水减少， 这种相关关系主要在金沙江、 雅砻江流域通过90%的显著性检验， 为显著正相关［图7（a）］。次年春季长江上游流域降水正相关区则明显缩小， 主要在岷江、 沱江和嘉陵江的上中游， 且通过显著性检验的区域分布在岷江、 沱江上游的个别站点。其余地区则为负相关控制， 显著负相关区域主要位于金沙江、 大渡河上游［图7（b）］。次年夏季长江上游全流域的降水均与秋季TIOD呈正相关， 且整个流域的相关系数除金沙江上游少部分区域和乌江流域外均通过90%的显著性水平检验［图7（c）］。而秋季TIOD与次年秋季降水的相关系数则在长江上游大部地区为负值， 尤其是在乌江流域和岷江、 沱江下游为显著负相关。显著正相关区仅分布在金沙江和雅砻江上中游的零星地区［图7（d）］。由上述分析可知， 秋季TIOD增强时， 长江上游降水在次年不同季节展现出不同的异常分布特征， 其中前冬大部地区降水增多， 夏季全流域降水增多， 而春季和秋季部分地区降水则有减少趋势。然而， 长江上游夏季径流量占近全年径流总量的一半（表1）， 秋季TIOD与次年夏季径流量的相关系数为0.46， 通过了99.9%的显著性水平检验。因此， 秋季TIOD主要是通过影响次年前冬和夏季， 尤其是夏季降水量的变化， 进而影响了长江上游年径流量的多寡。
图7 1971 -2012年秋季TIOD年际增量与次年前冬（a）、 春（b）、 夏（c）和秋（d）季长江上游地区降水量年际增量的相关系数场

黑色等值线为相关系数值, 彩色阴影（±0.251）为通过90%显著性水平检验

Fig.7 Correlation coefficient field between the annual increment of autumn TIOD and precipitation in pre-winter (a), spring (b), summer (c) and autumn (d) of the following year in the upper reaches of the Yangtze River from 1971 to 2012.The black solid line is the correlation coefficient value, and the color area (±0.251) has passed the 90% confidence significance test

表1 1971-2013年长江上游年径流量和各季节径流量

Table 1 Annual and seasonal runoff of the upper Yangtze River from 1971 to 2013

时间 前冬 春季 夏季 秋季 年总量
径流量/m3 14301.88 22085.02 72233.53 51191.49 159811.9
所占比例/% 8.9 13.8 45.1 32.0 100

5 秋季TIOD对长江上游降水的影响机理分析

那么秋季TIOD是如何跨季节影响次年各个季节， 尤其是夏季长江上游流域降水的变化呢？为解决此问题， 探索其中的物理机制， 本文对秋季， 次年前冬、 春、 夏和秋季的环流、 对流活动、 海温和水汽等物理要素进行分析讨论。
由1952 -2013年TIOD秋季年际增量与同期秋季、 次年前冬、 春、 夏和秋季500 hPa高度增量的相关回归系数场（图8）可以看出， 当秋季TIOD增强时， 整个中低纬区域均为正异常， 且大范围地区通过90%的显著性检验， 西太平洋副热带高压偏强偏大偏西。长江中上游大范围区域位于西太平洋副热带高压北侧， 高度场显著负相关。在中高纬地区， 乌山阻高偏弱， 贝湖以西高度场正异常， 鄂海阻高偏强［图8（a）］。进入冬季， 中高纬的环流较秋季有较大调整， 乌阻偏弱， 贝湖西北侧的正异常系统往东南移动， 贝湖低压偏弱， 鄂海处于高度负异常区， 鄂阻偏低。而中低纬大范围地区依旧为正异常高度场， 显著异常偏高的区域较秋季有所增大、 北扩， 同时偏高的程度大于秋季， 西太平洋副热带高压较秋季更强更大更偏北。我国长江中上游仍处于负异常区， 但未通过显著性检验［图8（b）］。到次年春季， 正异常高度场向北抬至40°N附近， 包含了我国长江中上游流域， 且中低纬大范围区域显著偏高， 北界在20°N附近。中高纬环流则较秋、 冬季有较大调整， 呈经向型异常环流分布， 乌阻和贝湖低压显著偏强， 鄂阻偏强［图8（c）］。进入夏季， 中低纬的高度异常区呈“西低东高”分布， 与前期各季节相比， 该季节中低纬的正异常区主要分布在印度半岛东侧。尽管正异常区域缩小， 但其显著正异常区北界却在30°N附近， 西太平洋副热带高压位置明显较冬、 春季偏北。与此同时， 中高纬呈北极涛动负位相分布， 从里海到日本海附近皆为显著正相关。我国北方的大部区域受异常偏低系统控制， 中心位于河套地区［图8（d）］。该环流分布特征与前人研究中长江上游夏季降水偏多年环流分布相似（陈丹等， 2013）。进入第二年的秋季， 500 hPa高度场的分布与前一年秋季基本相反， 中低纬高度场大范围异常偏低， 异常偏高区北移至60°N左右， 西太副高偏弱。在中高纬度地区乌阻偏强， 贝湖低压偏强偏西［图8（e）］。
图8 1952 -2013年TIOD秋季年际增量与同期秋季（a）、 次年前冬（b）、 春（c）、 夏（d）和秋季（e）500 hPa高度增量的回归系数场（等值线, 单位: gpm·℃-1）

灰色阴影部分表示回归系数通过90%显著性水平检验; 黑色*为宜昌水文站的位置

Fig.8 Regression coefficient field (contour, unit: gpm·℃-1) between annual increment of autumn TIOD and geopotential height over 500 hPa in autumn of the corresponding year (a) and pre-winter (b), spring (c), summer (d) and autumn (e) of the following year from 1952 to 2013.The gray shaded area is for coefficient passing 90% significance test; Black * is the location of Yichang station

在中层环流配置的影响下， 秋季赤道以北的高度场偏高区水汽呈反气旋环流， 来自孟加拉湾和南海的水汽输送增强。与此同时， 贝湖以西异常高压东侧的偏北气流将冷空气输送至长江上游， 冷暖气流交汇， 水汽辐合增强， 有利于降水增加［图9（a）］。冬季的副热带高度场偏高区水汽呈反气旋环流， 将西太平洋和赤道印度洋的水汽输送至长江上游流域的大部地区。同时， 由于压力差的作用， 长江上游北侧偏高区为偏北风， 将冷空气输向长江上游流域， 使长江上游大部处于水汽辐合区， 有利于降水增加， 这其中金沙江、 嘉陵江流域处于水汽辐合显著区域， 降水显著增多［图9（b）］。进入春季， 中低纬大范围高度场偏高区为反气旋环流， 部分偏南的气流将孟加拉湾的水汽输送至长江上游中东部地区， 加之其北为异常偏北风， 使该地区水汽辐合显著增强， 有利于降水偏多［图9（c）］。到夏季， 长江上游区域处于西太副高控制的北侧， 来自西太平洋和孟加拉湾的水汽沿西太副高西侧输送到长江上游， 使得该流域水汽辐合显著增强， 降水增多［图9（d）］。秋季， 中低纬大部地区水汽呈异常气旋式分布， 长江上游受偏北风控制， 无论是孟加拉湾还是西太平洋的水汽均无法传输至该地区， 使得该地区处于水汽副散区， 降水偏少［图9（e）］。
图9 1952 -2013年TIOD秋季年际增量与同期秋季（a）、 次年前冬（b）、 春（c）、 夏（d）和秋季（e）的整层水汽通量（矢量）及水汽通量散度增量(阴影)的相关系数场

灰色阴影部分表示通过90%显著性检验的水汽通量散度增量相关系数; 加粗矢量表示通过了90%的显著性水平检验

Fig.9 Regression coefficient field between annual increment of autumn TIOD and water vapor flux (vector) and water vapor flux divergence (the shaded)of the whole layer in autumn of the corresponding year (a) pre-winter (b), spring (c), summer (d) and autumn (e) in the following year from 1952 to 2013.The gray shaded area indicates water vapor flux divergence regression coefficient passing 90% significance test; Solid vector indicate the water vapor flux regression coefficient passing 90% significance test

从上述分析可以看出， 秋季TIOD的年际变化对次年长江上游降水异常的影响， 主要归功于其与后续季节环流异常的重要关联， 这种关联尤其体现在中低纬地区。该地区位势高度场显著异常偏高区的北界持续向北移动， 增强的西太平洋副热带高压位置不断向北移动， 沿副高西侧输送至长江上游流域的水汽从前冬到夏季持续增强， 使得该流域降水增多地区从局部扩大至全流域。到了次年秋季， 副热带高压减弱， 水汽不足， 降水偏少。
综合以上分析和前人的研究（李崇银等， 2001b； 李东辉等， 2005； 殷永红等， 2001）均表明TIOD有显著的年际振荡特征， 经检验， TIOD与次年同时段呈反向变化关系， 自相关系数为-0.6， 通过99.99%的显著性水平检验， 有83%异常年份对次年秋季TIOD的同向发展产生抑制。分析发现， 当秋季TIOD增量正异常时， 赤道印度洋海温呈东西“-+”分布， 其中偏暖区延伸至南北纬20°， 偏冷区与西太平洋的冷区相通。受海温分布和东西海温差的影响， 赤道印度洋的对流层低层激发出异常东风（图10）， 西印度洋暖海区上空激发出垂直上升运动， 对流活动增强， 东印度洋冷海区上空激发出垂直下沉运动， 对流活动减弱［图11（a）， 图12（a）］， 在赤道印度洋形成增强的Walker型环流， 高层为西风气流， 90°E以东为下沉区［图13（a）］。一方面， 有研究表明中南半岛对流层高层的异常西风时， 有利于菲律宾海域的对流层产生异常下沉气流， 促进其西北侧异常反气旋环流的产生， 从而促进低层西太副高的发展（冯琬等， 2018）。另一方面， 低层东风受科氏力的影响， 在赤道以北的孟加拉湾和南海地区形成反气旋［图10（a）］， 增强了该区域的涡度［图13（a）］。两者作用相叠加， 使得赤道以北孟湾和南海区域受异常反气旋控制， 西太副高偏强偏大偏西［见图8（a）］。
图10 1952 -2013年秋季TIOD年际增量与同期秋季（a）、 次年前冬（b）、 春（c）、 夏（d）和秋季（e）的海温（彩色区， 单位： ℃）、 700 hPa风场增量（矢量, 单位: m·s-1·℃-1）的回归系数场

矢量700 hPa风场增量回归系数均通过了90%显著性检验; 灰点表示通过90%显著性检验的海温增量回归系数; 红点为宜昌水文站的位置

Fig.10 Regression coefficient field between annual increment of autumn TIOD and Geopotential Height over Sea Surface Temperature (SST) (color area, unit: ℃) and wind field over 700 hPa (vector, unit: m·s-1·℃-1) in autumn of the corresponding year (a) and pre-winter (b), spring (c), summer (d) and autumn (e) of the following year from 1952 to 2013.Vector indicates regression coefficient value of wind passing 90%significant test; The grey dotted indicates SST passing 90% significance test; Red spot is the location of Yichang hydrological station

图11 1952 -2013年秋季TIOD年际增量与同期秋季（a）、次年前冬（b）、春（c）、夏（d）和秋季（e）的500 hPa垂直速度（彩色区）和涡度（等值线）的相关系数

相关系数都通过了90%显著性水平检验

Fig.11 Correlation coefficient field between annual increment of autumn TIOD and vertical wind speed (color area) and vorticity (contour) over 500 hPa in autumn of the corresponding year (a) and pre-winter (b), spring (c), summer (d) and autumn (e) of the following year from 1952 to 2013. Correlation coefficient value of vorticity and vertical wind speed have passed the 90% significant test

图12 1952 -2013年秋季TIOD年际增量与同期秋季（a）、 次年前冬（b）、 春（c）、 夏（d）和秋季（e）的对外长波辐射（OLR）的相关系数（等值线）

斜线区为通过90%显著性性检验的相关区

Fig.12 Correlation coefficient field (contour) between annual increment of autumn TIOD and outgoing long-wave radiation (OLR) in autumn of the corresponding year (a) and pre-winter (b), spring (c), summer (d) and autumn (e) of the following year from 1952 to 2013.The oblique area is for correlation coefficient passing 90% significant test

图13 1952 -2013年秋季TIOD年际增量与同期秋季（a）、 次年前冬（b）、 春（c）、 夏（d）和秋季（e）的区域（20°S -20°N）平均纬向风和垂直风速的相关系数

黑色加粗流线表示通过90%显著性检验的风矢量相关系数

Fig.13 Correlation coefficient field between annual increment of autumn TIOD and regional mean zonal and vertical wind speed over the region of 20°S -20°N in autumn of the corresponding year (a) and pre-winter (b), spring (c), summer (d) and autumn (e) of the following year from 1952 to 2013.Black bold stream lines indicate correlation coefficient value of wind passing 90% significant test

随着时间演变， 暖性Kelvin波产生并向东传播。冬季西印度洋偏暖中心减弱， 而东印度洋海温增暖， 冷中心消失， 菲律宾以东海域偏冷区减弱。印度洋海温的东西差异减小， 与西太平洋的偏冷区共同形成一个东西海温振荡区， 振荡中心东移至中南半岛南侧。东西海温差所激发的低层偏东风维持， 影响范围随着海温振荡中心的移动而东移［图10（b）］， 西印度洋的上升运动和东印度洋下沉运动维持， 强度有所减弱， 而西太平洋菲律宾以东的下沉运动较秋季加强［图11（b）， 图12（b）］。从图13（b）也可看出， 印度洋上空的Walker型环流依旧维持， 高空依旧为西风气流控制。虽然与秋季相比， 该经圈环流减弱， 但是范围向东扩大， 同时中心下沉东移。在低层东风和经圈环流影响范围扩大东移的情况下， 赤道以北异常负涡度区维持并东移［图11（b）］， 进一步加强了菲律宾反气旋强度［图10（b）］， 使得西太平洋副热带高压维持增强的状态， 且强度和范围较秋季增大［见图8（b）］。
到次年春季， 东印度冷海温彻底消失， 印度洋为偏暖海区， 暖中心位于赤道附近， 强度较秋季和冬季已经大幅减弱。与此同时， 西太平洋偏冷海温向东撤。印度洋的暖海区与南海偏暖海温相连， 与菲律宾以东西太平洋偏冷海温形成新的海温冷暖振荡区， 中心位于菲律宾群岛， 海温的纬向差异较前两个季节明显减弱， 赤道显著偏东风位于中南半岛南侧， 较为零星［图10（c）］。西印度洋的上升运动减弱， 增强的对流活动退至赤道南侧， 东印度洋的下沉区衰退缩小至孟加拉湾南侧， 而赤道以北均为对流抑制区［图11（c）， 图12（c）］。印度洋上空的Walker型环流进一步减弱， 分出上下两个中心。105°E附近已由下沉运动转为上升运动， 并在其东侧形成一个单独的纬圈环流。在中低纬地区的对流层高层依旧为偏西风［图13（c）］。在高层西风维持， 低层偏东风范围东移的情况下， 赤道以北的负涡度区在中南半岛附近维持， 影响范围随之东扩［图11（c）］， 加之赤道辐合带（ITCZ）季节性北抬， 西太平洋的正高度异常区维持， 影响范围北扩， 西太副高偏大偏强偏北偏西［见图8（c）］。
经过春季的过渡， 夏季的暖海温中心已经移动至东印度洋边缘至南海区域， 偏暖程度再次加强。西太平洋的偏冷海区东退至日界线附近。东西海温异常再次加强， 海温振荡中心位于南海， 所激发出的偏东风影响主体区域也东移至南海， 并由于赤道辐合带（ITCZ）的季节性北进而北抬至10°N。与此同时， 西印度洋的部分海区出现冷海温［图10（d）］。印度洋上空的垂直运动已经不显著， 增强的Walker型环流瓦解， 高层转为偏东气流与105°E附近加强爬升的气流相连。105°E以东的Walker环流加强， 400 hPa以下为深厚的东风区［图11（d）， 图13（d）］。在科氏力的作用下， 菲律宾以北为异常反气旋活动， 较春季强度增强、 位置北抬， 同时南海高层的偏西风也促使菲律宾负涡度加强［图11（d）］， 偏强西太副高维持位置北抬， 所控制区上升运动受到抑制， 对流活动减弱， 北部边缘位于我国长江南侧［图8（d）， 图12（d）］。
到了次年秋季， 西印度洋已经发展成冷海区， 东印度洋区为暖海温， TIOD转为负值， 完成一次周期转换［图10（e）］。在这种海温分布的影响下， 西印度洋转为下沉运动， 对流减弱， 东印度洋为上升运动， 对流加强［图11（e）， 图12（e）］， 中低纬印度洋上空形成反Walker型纬圈环流， 中心位于400 hPa左右［图13（e）］， 赤道印度洋对流层高层转为偏东风， 低层转为偏西风， 高低层环流作用下， 赤道印度洋以北转为异常气旋式环流， 涡度为正［图10（e）， 图11（e）］。赤道以北大部地区为高度负异常区， 西太平洋副热带高压偏弱偏小［见图8（e）］。
由以上述分析可以发现， 秋季TIOD的年际周期变化， 造成印度洋至西太平洋地区海温分布以及东西海温差异随季节演变移动， 赤道对流活动、 高低层环流的变化和转变。高低环流相互作用， 配合科氏力的影响， 使北半球中低纬的高压反气旋系统不断向东移动， 并随着季节转变北抬， 从而影响副热带高压的位置以及其外围水汽的路径， 进而影响了长江上游地区各个季节的降水。

6 结论与讨论

利用MORLET小波分析、 回归分析和相关分析等统计方法， 并引入年际增量概念， 深入分析了秋季TIOD对次年长江上游年径流量的影响特征及其物理机理， 研究结果表明：
（1） 长江上游年径流量最显著的时间变化特征是周期为2~4年的年际振荡， 这种振荡活跃在20世纪80年代以前和90年代之后。与此同时， 秋季TIOD也存在着明显的年际变化特征， 且与长江上游年径流量活动的显著时段相重合。两者有非常好的对应关系， 其相关系数为0.42， 通过了99.9%的显著性水平检验， 即当秋季TIOD较前一年增强时， 次年长江上游径流量较前一年偏多， 反之亦然。这种影响在TIOD的年际振荡增强时段尤为明显， 当秋季TIOD年际增量大（小）于1倍标准差时， 次年长江上游年径流量较前一年增多（减少）的概率为71%。
（2） 夏季径流量占全年总径流量约50%， 秋季TIOD对次年长江上游年径流量多寡的影响， 是通过调制降水， 尤其是夏季降水来实现的。当秋季TIOD增强， 长江上游大部地区年降水偏多， 其中夏季长江上游流域大部降水增多， 且除金沙江和乌江流域小部分地区外降水均显著增多， 反之亦然。秋季TIOD与次年夏季径流量的相关系数为0.46， 通过99.9%的显著性水平检验。
（3） 秋季TIOD有明显的年际周期变化， 滞后1年的自相关系数为-0.6， 通过99.99%显著性水平检验， 对次年同时段的发展有抑制作用。当秋季TIOD增量正异常时， 在赤道印度洋激发出增强的Walker型环流， 高层异常西风， 促使律宾海域对流下沉， 激发其西北侧异常反气旋环流； 低层东风受科氏力的影响， 有利于孟加拉湾和南海地区形成反气旋。两者作用相叠加， 使得赤道以北孟湾和南海区域受正异常场控制， 西太副高偏强偏大偏西。随着时间演变， 暖性Kelvin波产生并向东传播， 印度洋至西太平洋地区海温分布以及东西海温差异发生东移， 所激发的对流活动、 高低层环流随之变化和移动。至次年夏季， 海温冷暖振荡中心位于南海， 印度洋上空增强的Walker型环流消失， 高层转为偏东气流与105°E附近加强爬升的气流相连， 105°E以东的Walker环流加强， 400 hPa以下为深厚的东风区。菲律宾以北异常反气旋活动较前期增强偏北， 西太副高偏大偏强偏西偏北。长江上游区域正处于副热带高压反气旋系统的北界， 来自西太平洋和孟加拉湾的水汽沿高压反气旋外围输送到长江上游全流域， 使得该流域水汽辐合显著增强， 对流活跃， 降水增多。

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