四川盆地位于青藏高原东部, 长江上游, 包括四川省中东部及重庆大部, 由于其特殊的地理位置和地形地貌, 在副热带季风气候影响下, 洪涝、干旱极端天气及山体滑坡、泥石流等次生灾害频发, 给人民生产生活和区域经济发展均带来了较大负面影响。关于该区域的气象研究一直备受重视, 很多专家学者进行了深入的研究探讨, 积累了很多有价值的研究成果和宝贵经验。

近几十年来, 四川盆地夏季降水整体呈减少趋势, 尤其是20世纪90年代之后降水显著下降, 四川盆地东、西部降水呈反位相变化, 盆地西部(简称盆西)夏季降水呈减少趋势, 盆地东部(简称盆东)呈增加趋势(周长艳等, 2006, 2008; 陈超等, 2010; 熊光洁等, 2012; 赵璇等, 2013)。龙柯吉等(2015)对四川盆地降水分等级研究时也发现, 四川盆地西部、中部地区各量级雨日均主要呈减少趋势, 盆地东北部地区年均暴雨、大雨日数及强度均呈明显增加、增强趋势。李娟等(2016)通过对四川盆地两次持续性暴雨个例分析对比了盆西暴雨和盆东暴雨发生的环流背景条件、冷空气和水汽来源、高原对流和西南涡的特征及差异。杨小波等(2014)揭示了西风急流异常变化对川渝地区降水时空分布特征的影响。汛期西太平洋副热带高压(简称副高)位置的南北变化、东亚季风以及南亚季风和高原夏季风的强弱变化均可能是盆地降水东西振荡分布的重要原因(陈永仁等, 2009, 2011; 陈权亮等, 2010; 白莹莹等, 2011; 梁玲等, 2013)。周长艳等(2011)分别对盆西多雨年和盆东多雨年的大气环流背景进行了系统深入地分析讨论, 指出中高纬度环流形势的显著不同, 是盆地东、西部夏季降水发生年代际变化的主要原因之一。蒋兴文等(2007)研究了川渝地区东涝西旱与西涝东旱特殊年份的水汽输送异常。岑思弦等(2014)从大气热源角度出发, 分析了高原及周边地区大气热源变化对川渝盆地夏季降水发生的影响。齐冬梅等(2011)分析了近50年四川地区旱涝时空变化特征。马振锋等(2004)根据四川盆地汛期降水三类分布型与预测信号之间的关系, 建立了预测川渝地区主汛期降水的一种物理统计模型。海洋对大气环流影响往往具有超前作用, 其重要性毋庸置疑, 海温能够对副高强度和位置变化产生重要影响(李跃清等, 1999; 艾悦秀等, 2000), 西太平洋暖池强度、赤道中东太平洋和印度洋海温均与四川盆地降水均有着密切联系(唐佑民等, 1997; 姜红明等, 2001; 刘佳等, 2015)。

综上可知, 关于四川盆地汛期降水已作了大量研究, 取得了很多宝贵的研究成果。但针对四川盆地暴雨的气候变化特征研究方面还相对较少, 过去研究往往集中在汛期的总降水上, 暴雨量占总降水有很高的比例, 并且暴雨带来的区域性灾害和经济损失更为严重, 关于暴雨的研究主要为暴雨过程的物理诊断上, 关于暴雨的气候变化特征, 以及引起暴雨异常变化的水汽输送、大气环流变化特征以及海温等方面异常是如何变化的, 是否和总降水的气候特征有着相似之处, 这些问题有必要进一步分析讨论。

所用资料分别为: (1)中国气象局信息中心提供的全国753个测站逐日降水观测资料, 在对资料处理选取站点时, 选取川渝地区1960—2012年逐日资料完整的站点, 并且年缺测天数不超过10天, 否则该站点不选取, 最终选择出川渝地区共33个站点, 包括四川29个, 重庆4个; (2)月平均的NCEP/NCAR全球再分析资料, 主要包括位势高度、U、V风场、相对湿度、海平面气压, 数据的空间分辨率为2. 5°×2. 5°; (2)英国Hadley中心提供的逐月海表温度资料, 数据的空间分辨率为1. 0°×1. 0°。选取时间段为1960—2012年共53年, 夏季为6—8月。暴雨的定义为日降水量大于或等于50 mm, 暴雨频数为暴雨的降水日数, 暴雨量指的是暴雨的降水量, 暴雨强度指的是暴雨量与暴雨频数比。

利用趋势分析、小波功率谱方法分析了四川盆地暴雨的区域分布特征及其气候变化和周期变化特征, 并借助相关分析、差值分析和合成分析等方法从水汽输送、大气环流变化以及海温等方面作了较为深入的讨论。

由于川渝地区特殊的地理位置和地形分布特征, 川渝地区降水地区性差异异常突出, 大量研究表明, 川渝地区降水主要集中在四川盆地, 川西北高原和川西南山区降水相对较少, 针对川渝暴雨的气候变化有待深入的研究探讨。

从近53年平均川渝地区夏季暴雨频数、暴雨强度和暴雨量的气候分布(图 1)可以看出, 川渝暴雨主要发生在四川盆地, 而对于川西高原地区来说暴雨发生较少。从暴雨频数分布来看, 川西高原年暴雨频数均在1次以下, 并且由东至西呈明显递减变化, 在川西高原的西北部暴雨发生概率极低, 对于四川盆地年暴雨发生频数在2次以上, 整个盆地地区差异性较小; 从暴雨发生的强度来看, 由于川西高原暴雨发生非常少, 大多年份甚至没有暴雨发生, 年变率较大, 所以气候平均暴雨强度很小, 而对于四川盆地地区暴雨强度基本在60 mm以上; 从暴雨量气候分布来看, 其分布特征和暴雨频数相似, 在盆地西部有明显的暴雨高值中心, 最大值约在240 mm以上, 对于整个盆地暴雨总降水量约在180 mm以上, 盆东地区的北部要高于南部, 川西高原和四川盆地的分界区域往往是暴雨梯度变化较大的区域。

图 1(Figure 1)

图 1 川渝地区夏季暴雨频数(a, 单位:次)、暴雨强度(b, 单位: mm)和暴雨量(c, 单位: mm)的气候分布 Figure 1 The climate distributions of rainstorm frequency (a, unit: time), rainstorm intensity (b, unit: mm) and rainstorm precipitation (c, unit: mm) in the summer of Sichuan and Chongqing region

通过暴雨气候倾向率的空间分布能够很好地反映暴雨频数变化的总体特征, 暴雨频数[图 2(a)]和暴雨量[图 2(c)]的气候倾向率有着相似的分布特征, 均表现为在盆西存在一个明显负高值中心, 盆东转为正值并且由西向东北方向呈增加趋势, 无论是暴雨频数还是暴雨总量均反映出盆西的暴雨是呈减少趋势, 而盆东的暴雨是呈增加趋势, 盆东和盆西的相反变化特征反映出盆地东、西部的“两型”降水分布。盆地东西部暴雨分布的差异性也极有可能与副高、夏季风, 西风带系统有着密切联系, 海温也是影响其分布变化的重要因子(陈权亮等, 2010; 陈永仁等, 2011; 周长艳2006, 2011)。从暴雨强度的气候倾向率[图 2(b)]可以看到, 川渝地区暴雨强度呈整体增强的变化趋势, 川西高原增强幅度较小, 盆地增强变化最为明显, 盆地东北部气候倾向率最大。

图 2(Figure 2)

图 2 川渝地区夏季暴雨频数[a, 单位: time·(10a)-1]、暴雨强度[b, 单位: mm·(10a)-1]和暴雨量[c, 单位: mm·(10a)-1]的气候倾向率分布 Figure 2 The distribution of climate tendency of rainstorm frequency [a, unit: time·(10a)-1], rainstorm intensity [b, unit: mm·(10a)-1] and rainstorm precipitation [c, unit: mm·(10a)-1] in the summer of Sichuan and Chongqing region

综上发现, 盆西和盆东夏季在暴雨频数和暴雨量上均有显著的差异性, 并表现为相反的变化特征, 而川西高原由于暴雨发生较少, 下面将盆地西部和东部暴雨分开进行重点研究分析。为了更好地探讨盆地西部和东部暴雨的变化特征, 选取盆地西部的6个代表站代表盆地西部暴雨变化, 即:都江堰、绵阳、雅安、峨眉山、乐山、宜宾; 选取盆地东部的6个代表站点代表盆地东部暴雨变化, 即:巴中、万源、梁平、奉节、沙坪坝、酉阳。通过盆地西部和东部的暴雨频数、暴雨强度和暴雨量之间的两两相关关系(表 1)可以发现, 盆地西部和东部自身相关存在明显共性, 即暴雨频数和暴雨量均有非常显著的正相关, 相关系数达到0. 95以上; 其次, 暴雨频数、暴雨量与暴雨强度均有明显的正相关, 仅盆地西部暴雨频数和强度之间没有达到0. 05信度检验(r=0. 20), 其他相关系数都超过了0. 01信度检验, 尤其是盆地东部暴雨强度和暴雨量相关性最好(r=0. 60)。同时, 盆西和盆东暴雨存在明显的负相关, 主要表现在西部暴雨频数、暴雨量与东部的负相关关系, 其中西部暴雨频数与东部三个暴雨指标均通过了0. 05信度检验。为了综合研究四川盆地东、西部暴雨的变化特征, 将利用暴雨量作为暴雨的研究指标进行深入讨论。

表 1(Table 1)

表 1 四川盆地西部和盆地东部暴雨频数、暴雨强度和暴雨量之间的相关关系 Table 1 Correlation between rainstorm frequency, rainstorm intensity and rainstorm precipitation in the west and the east of Sichuan Basin 盆地西部 盆地东部 暴雨频数 暴雨强度 暴雨量 暴雨频数 暴雨强度 暴雨量 盆地西部暴雨频数 1. 00 盆地西部暴雨强度 0. 20 1. 00 盆地西部暴雨量 0. 95** 0. 38** 1. 00 盆地东部暴雨频数 -0. 34* 0. 14 -0. 26 1. 00 盆地东部暴雨强度 -0. 31* 0. 09 -0. 23 0. 47** 1. 00 盆地东部暴雨量 -0. 33* 0. 20 -0. 23 0. 96** 0. 60** 1. 00   **表示通过0. 01(r=0. 35)信度检验; *表示通过0. 05(r=0. 27)信度检验

表 1 四川盆地西部和盆地东部暴雨频数、暴雨强度和暴雨量之间的相关关系 Table 1 Correlation between rainstorm frequency, rainstorm intensity and rainstorm precipitation in the west and the east of Sichuan Basin

从盆西和盆东夏季暴雨量的各年代距平变化(表 2)来看, 盆地东部和西部的暴雨量差异主要在20世纪60年代、70年代以及90年代至21世纪初, 而在20世纪80年代暴雨量距平基本相同, 均明显偏多。此外, 盆地西部在60年代暴雨量明显偏多, 70年代暴雨量有所减少(稍高于气候平均暴雨量), 80年代又明显增多, 并且超过了60年代, 90年代出现了明显的减少变化, 减少的梯度最大, 且21世纪初减少变化依然十分显著, 说明在20世纪90年代以来, 盆西的暴雨呈明显的减少变化。盆东在60年代和70年代暴雨量均明显偏少, 70年代偏少最为显著; 80年代、90年代以及21世纪初暴雨量明显偏多, 但呈现出逐渐减少的变化趋势。从两个相邻的年代际暴雨量之间的差异性来看, 盆地西部最大差异发生在20世纪80—90年代之间, 盆地东部发生在70—80年代之间, 说明暴雨在该期间发生气候突变的可能性较大。

表 1(Table 1)

表 2 四川盆地西部和盆地东部夏季暴雨量各年代距平 Table 2 Rainstorm precipitation anomaly in the west and east of Sichuan Basin in summer in each decade 时间 盆西暴雨量/mm 盆东暴雨量/mm 1960—1969年 30. 87 -39. 42 1970—1979年 0. 80 -55. 72 1980—1989年 37. 77 38. 88 1990—1999年 -13. 93 25. 68 2000—2012年 -58. 58 17. 18

表 2 四川盆地西部和盆地东部夏季暴雨量各年代距平 Table 2 Rainstorm precipitation anomaly in the west and east of Sichuan Basin in summer in each decade

图 3给出了盆西和盆东夏季暴雨量时间序列的小波功率谱, 弧线外侧表示受边界效应影响较大的区域, 阴影表示通过0. 10信度水平检验区域。从图 3可以看出, 盆西夏季暴雨在20世纪60年代、80年代中期至90年代末主要为显著的6~7年年际周期振荡, 60年代中后期和80年代中前期还分别存在显著的2年和3~4年年际周期振荡, 28~29年年代际周期振荡在20世纪70年代至21世纪初也非常显著, 由于周期分析的整个时间段为53年, 受边界影响较大, 年代际周期振荡的可靠性有待更长序列验证; 盆地东部暴雨的周期变化与盆地西部有着明显差异, 20世纪70年代初至90年代初主要存在显著的8~9年年际周期振荡和14~15年的年代际周期振荡, 在80年代后期至90年代初以及90年代中期至2000年的2年年际周期振荡也较为显著。

图 3(Figure 3)

图 3 盆西(a)和盆东(b)夏季暴雨量时间序列的小波功率谱 Figure 3 The wavelet power spectrum for the time series of rainstorm precipitation in the west (a) and the east (b) of Sichuan Basin in summer

暴雨的形成离不开充沛的水汽输送, 水汽向某一地区积聚且由低层向高层输送, 将使得该地区大气中水汽含量偏多, 源源不断的水汽水平和垂直输送才能形成持续性强降水, 从而形成暴雨, 西南地区水汽来源主要有印度洋、孟加拉湾、南海和西太平洋等海域。蒋兴文等(2007)指出, 副高的位置变化引起水汽输送异常, 从而导致盆地东西部降水的差异。毛文书等(2010)认为川渝夏季降水多年和少年的水汽输送通量的纬向、经向以及整层输送水汽通量散度均存在明显的差异。由于盆地西部和盆地东部暴雨呈相反的变化特征, 那么盆地东、西部暴雨发生异常时水汽输送也将必然存在显著的差异性。

为了能够深入地讨论盆地东、西部暴雨发生与水汽输送关系, 将盆地西部和东部暴雨量时间序列进行9年高通滤波处理, 滤除年代际信号, 突出年际信号, 根据标准化距平最高值和最低值分别挑出盆地西部和东部夏季暴雨量偏多和偏少各6年, 然后对暴雨偏多、偏少年进行差异性分析, 其中盆地西部暴雨偏多年为1961, 1966, 1981, 1984, 1990和2010年, 偏少年为1965, 1969, 1982, 1986, 1992和2006年; 盆地东部暴雨偏多年分别为1965, 1980, 1983, 1989, 2000和2003年, 偏少年分别为1966, 1985, 1988, 1997, 2001和2006年。从盆地西部和盆地东部夏季暴雨偏多年与偏少年水汽输送通量差值分布(图 4)可以看出, 显著的反气旋位于30°N以北, 由西太平洋通过偏东气流西伸至高原东部, 然后由西南气流转向至俄罗斯东部海域, 反气旋中心位于朝鲜半岛和日本之间, 中心约在35°N, 在川渝地区的东部及其南部主要为偏南气流, 孟加拉湾的气流主要为偏南气流, 水汽输送至陆地后向东输送增强, 至老挝附近向北输送又增强, 孟加拉湾水汽输送和西太平洋水汽输送均增强并在四川盆地汇合, 使得盆地西部的暴雨增多, 但西太平洋的水汽输送的异常增强要远远强于孟加拉湾; 从盆地东部的水汽输送偏多与偏少差值分布来看, 显著的反气旋位于30°N以南, 由菲律宾东部海域通过偏东气流输送至高原南侧然后折向北继而向东南方向输送, 并由中国中东部流向海洋, 反气旋中心位置约在25°N, 川渝的西部(川西高原)和中部(盆地西部)主要为偏西气流, 而在川渝的东部(盆地东部)为显著的偏西南气流, 说明西太平洋的水汽向盆地东部输送较多, 并且在我国的东北地区有显著的偏东北气流向南输送至盆地的东北部, 与南部的西南气流在盆地东部汇合形成暴雨。

图 4(Figure 4)

图 4 盆西(a)和盆东(b)夏季暴雨偏多与偏少年水汽输送通量差值分布(单位: g·cm-2·s-1) 黑色粗实线为海拔3 000 m等值线, 阴影表示通过0. 10信度水平检验区域 Figure 4 Difference of vertically integrated water vapour flux in the west (a) and the east (b) of Sichuan Basin in summer (more rainstorm years minus less rainstorm years). Unit: g·cm-2·s-1. The black heavy line is 3 000 m terrain height contour, the shaded denotes the regions that past the significance level at 90%

通过盆地西部和东部水汽输送分析发现, 盆地西部和东部暴雨偏多年和偏少年差值分布的显著差异主要为我国东部至西太平洋的反气旋位置变化, 反气旋位置偏北(30°N以北), 盆地西部暴雨偏多, 反气旋位置偏南(30°N以南), 而盆地东部暴雨偏多。在夏季, 反气旋位置正好与副高位置相对应, 水汽输送一方面直接与夏季风相联系, 另一方面副高位置变化必然导致夏季风变化进而影响水汽的输送异常。图 5给出了四川盆地西部和东部夏季暴雨偏多与偏少年500 hPa位势高度场差值分布。从图 5(a)可以看出, 在高原东部的30°N以北有显著正的差值分布, 正好与图 4(a)的反气旋相对应, 说明副高偏北偏强, 并且高原以北及贝加尔湖附近均为负的差值分布, 有利于槽线发展引导冷空气南下与副高西南侧的暖湿气流在盆地西部汇合, 使得该地区暴雨偏多; 从图 5(b)可以看出, 在30°N以南主要为正的差值分布, 对应图 4(b)的反气旋位置, 且正的差值数值较小, 在30°N—40°N主要为负的差值分布, 而40°N以北的贝加尔湖西部地区均为正的差值分布, 说明贝加尔湖西部多阻塞形势, 由于阻塞作用, 冷空气南下将有所偏东, 使得冷空气和暖湿空气在盆地东部汇合较多, 从而造成暴雨偏多。

图 5(Figure 5)

图 5 盆西(a)和盆东(b)夏季暴雨偏多与偏少年500 hPa位势高度场差值分布(单位: m) 黑色实线为海拔3 000 m等值线, 阴影表示通过0. 10信度水平检验区域 Figure 5 Difference of 500 hPa geopotential height in the west (a) and the east (b) of Sichuan basin in summer (more rainstorm years minus less rainstorm years). Unit: m. The black heavy line is 3 000 m terrain height contour, the shaded denotes the regions that past the significance level at 90%

研究表明, 海温变化与盆地夏季降水有着密切的联系(唐佑民等, 1997; 姜红明等, 2001; 刘佳等, 2015), 但关于海温和盆地暴雨的关系研究还需进一步分析讨论。从盆地西部和东部暴雨量的年际变化时间序列与海温相关系数的空间分布(图 6)可以看出, 盆地西部暴雨与海温的关系非常好, 存在显著的正、负相关区域, 显著的正相关区域主要分布在热带西太平洋、南太平洋中东部海域以及印度洋的部分海域, 显著的负相关区域主要分布在中、东太平洋以及北太平洋的部分海域。由盆地东部与海温的关系可以发现, 整个海域主要以负相关为主, 显著的负相关区域非常分散, 主要分布在印度洋中部海域和太平洋的几个分散海域, 说明盆地东部与海温的关系要明显弱于西部。

图 6(Figure 6)

图 6 盆地西部(a)和东部(b)暴雨量的年际变化时间序列与海温相关系数的空间分布 浅、深阴影分别表示通过0. 10和0. 05信度水平检验的区域 Figure 6 The space distribution of correlation coefficients between sea surface temperature and the interannual variation time series of summer rainstorm in the west (a) and the east (b) of Sichuan Basin. The light and dark shadeds denote the regions that past the significance levels at 90% and 95%, respectively

热带西太平洋的显著相关区域正好对应西太平洋暖池, 李万彪等(1998)和李克让等(1998)的研究表明西太平洋暖池面积和副高面积指数的季节性变化趋势基本一致, 副高的年际变化落后于暖池年际变化约3个月。西太平洋暖池偏强时, 对应副高面积偏大, 强度偏强, 有利于西太平洋水汽向盆地西部输送, 导致该地区暴雨偏多。热带中、东太平海温异常主要表现为ENSO特征, ENSO与副高的年际变化关系也十分密切, 副高变化滞后3~6个月, ENSO爆发及其前后, 副高位置和强度明显不同(刘永强等, 1992); 同时ENSO能够通过“遥相关”的形式影响东亚夏季风活动, 从而间接影响我国的天气气候变化, ENSO暖事件时, 盆地西部暴雨偏少, 反之偏多。MEI具有比SOI和NINO3+4SSTA更好的与ENSO事件相关性, 盆地西部夏季暴雨与MEI指数有着非常显著的负相关关系(r=-0. 36)。由于西太平洋暖池和ENSO相对于副高的变化均有超前性, 可以通过前期暖池和ENSO变化对副高进行预测, 有助于提升四川盆地暴雨的气候预测能力。

利用中国气象局信息中心的逐日降水资料、NCEP/NCAR全球再分析资料和英国Hadley海温资料, 借助小波变换、距平合成、差值分析和相关分析等方法, 讨论了1960—2012年盆地夏季暴雨的变化特征, 并对盆地西部和东部暴雨异常时的水汽输送、大气环流和海温进行了分析讨论。得到以下主要结论:

(1) 盆地夏季暴雨频数在2次以上, 暴雨总降水量在180 mm以上, 盆西有明显暴雨中心, 中心暴雨量在240 mm以上, 暴雨频数和暴雨量在盆东地区的北部要高于南部; 盆西和盆东暴雨频数和暴雨量的气候倾向率均表现出相反的分布特征, 盆西暴雨呈减少变化趋势, 而盆东呈增加变化趋势。

(2) 盆西暴雨量在20世纪60年代明显偏多, 70年代有所减少, 80年代又明显增多, 90年代出现了明显的减少变化, 减少的梯度大, 并且减少变化在2000—2012年也非常明显, 说明在20世纪90年代以来, 盆西的暴雨呈明显减少的变化特征; 盆东暴雨量在60年代和70年代均明显偏少, 70年代偏少最为明显, 80年代、90年代以及21世纪初明显偏多。

(3) 盆西暴雨在20世纪60年代、80年代中期至90年代末主要为显著的6~7年年际周期振荡, 60年代中后期和80年代中前期还分别存在显著的2年和3~4年年际周期振荡, 28~29年年代际周期振荡在70年代至21世纪初也非常显著; 盆东暴雨在20世纪70年代初至90年代初主要存在显著的8~9年年际周期振荡和14~15年的年代际周期振荡, 在80年代后期至90年代初以及90年代中期至2000年2年的年际周期振荡也较为显著。

(4) 从盆西暴雨偏多与偏少年的差值分布可知, 显著的水汽输送反气旋位于30°N以北, 副高偏北偏强, 有利于西太平洋水汽输送至盆地西部地区, 中高纬度槽线发展有利于引导冷空气南下与副高西南侧的暖湿在盆地西部汇合, 导致盆地西部暴雨偏多; 从盆东暴雨偏多与偏少年的差值分布可知, 显著的水汽输送反气旋位于30°N以南, 副高偏南, 西太平洋的水汽向盆地东部输送较多, 贝加尔湖西部多阻塞形势, 冷空气南下有所偏东, 使得冷空气和暖湿空气在盆东汇合, 导致盆东暴雨偏多。

(5) 盆西暴雨与海温的显著正相关区域主要分布在热带西太平洋、南太平洋中东部海域以及印度洋的部分海域, 显著的负相关区域主要分布在中、东太平洋以及北太平洋的部分海域, 西太平洋暖池偏强(弱), ENSO冷(暖)事件时, 盆西暴雨偏多(少); 盆东暴雨与海温以负相关为主, 显著的负相关区域非常分散, 主要分布在印度样中部海域和太平洋的几个分散海域, 说明盆东与海温的关系要明显弱于西部。

初步讨论了盆地暴雨的气候变化特征, 指出了盆地西部和东部暴雨的水汽输送、大气环流和海温的显著差异, 得到了一些初步结论, 研究表明, 盆地暴雨与夏季风有着密切联系, 仅从水汽输送情况分析还显得有所不足, 需要从多层次大气环流场做更深入的研究探讨, 尤其关于四川盆地暴雨与南亚季风、东亚季风和高原季风的关系研究上, 通过寻求影响四川盆地暴雨的信号指标, 从而更好地对四川暴雨进行气候预测。