西藏、青海和四川夏季降水年際變化及其大氣環(huán)流特征*

白瑪玉措 巴桑曲珍 德吉玉珍 丹增羅布

西藏林周縣氣象局，西藏 拉薩 851600

西藏、青海和四川屬于青藏高原。在全球變暖的大背景下，青藏高原是對氣候變化的響應(yīng)極為敏感且強烈，是受氣候變化影響最大的地區(qū)之一[1]。由于其特殊的地形和動力、熱力作用，青藏高原地區(qū)對氣候變化的響應(yīng)一直以來就是國內(nèi)外學(xué)者研究的熱點問題。吳國雄等[2]的研究指出相對全國整體而言，青藏高原地區(qū)的氣溫增幅遠遠高于平均水平，這樣劇烈的增暖也導(dǎo)致了該地區(qū)的極端高溫、降水等事件頻繁發(fā)生，進而通過大氣和水文過程對下游地區(qū)產(chǎn)生較大的影響[2]。青藏高原上大部分地區(qū)屬于干旱半干旱地區(qū)，全年降水主要集中在夏季，夏季的降水占全年總降水的60%左右，而且年降水量的方差極大。與此同時，夏季的高原熱力作用顯著，降水的分布能夠調(diào)制高原的熱力作用；水熱條件的變化，能夠進一步影響高原生物和植物的生長，導(dǎo)致高原地表植被變遷，引起生態(tài)環(huán)境的巨大改變[3]。

國內(nèi)外諸多學(xué)者對青藏高原地區(qū)降水展開了研究。盡管青藏高原的降水相比于中國南方和東南沿岸地區(qū)較少，但是對高原局地的生態(tài)環(huán)境、水文循環(huán)都有著極為重要的意義[4]。首先從季節(jié)分布來看，林厚博等[5]的工作指出青藏高原地區(qū)的降水主要集中在夏季，夏季降水占高原總降水一半以上，其中7月是一年中降水最多的月份；同時夏季降水的年際變率最強[6]。因此，針對夏季降水的研究對于青藏高原而言意義非凡。也正因為夏季降水對青藏高原起到的重要作用，許多研究針對夏季降水進行了分析。從氣候態(tài)角度上看，青藏高原夏季降水整體呈現(xiàn)出由東南向西北遞減的模態(tài)，其中降水大值主要集中在高原的東南部[7-9]。從長期變化趨勢的角度來看，目前學(xué)界對高原夏季降水的變化趨勢仍然存在分歧，較多的研究認為高原夏季降水存在先減少后增多的趨勢。姚莉和吳慶梅[10]的工作基于1969—1998年15個青藏高原氣象站的數(shù)據(jù)研究了高原降水趨勢，結(jié)果表明高原降水在1980年代之前降水持續(xù)偏少，隨后降水呈現(xiàn)顯著的增多趨勢；吳紹洪等[11]基于青藏高原77個氣象站點數(shù)據(jù)，研究了1971—2000年的高原降水的變化，也得到相似的結(jié)論；基于1959—1998年的青藏高原降水數(shù)據(jù)，也得到了先減少后增多趨勢的結(jié)論[12]；此外，基于NCEP-NCA R、NCEP-D O E、ECM W F、ER A -interim的四套再分析資料和一套氣候模式資料研究了高原降水趨勢，結(jié)果顯示在高原濕度增加的背景下，濕潤的高原東南部和干旱的高原西南部分別存在變干和變濕的反向變化趨勢[13]。

除了長期趨勢以外，以往的研究也揭示了許多青藏高原降水的時空分布特征。Liu和Y in[7]的工作指出青藏高原的東南本身降水角度，其降水的年際變化也很大，而高原的中部降水年際變化則很小。此外降水在高原的南部和北部在年際變化尺度上呈現(xiàn)出反向變化的模態(tài)[14,15]。正是因為高原降水的空間差異很大，前人的許多研究將青藏高原降水變化分為多個區(qū)域進行研究[16]。

綜上所述，以往的研究往往針對高原的年降水展開，且更多關(guān)注的是降水的變化趨勢，對高原夏季降水的年際變化、空間分布關(guān)注較少。因此本文從年際尺度，研究西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水的時空變化特征及其可能機制，通過本文的研究，對西藏、青海和四川地區(qū)地區(qū)夏季降水的年際變化有更加清晰的認識。探究西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水在全球變暖背景下的時空變化特征，有利于我們深入了解三省夏季降水的年際變化特征和形成機制，為未來預(yù)報夏季降水、監(jiān)測和防治災(zāi)害提供科學(xué)依據(jù)。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)

本文采用了高分辨率CN05.1降水資料，該數(shù)據(jù)集是由吳佳和高學(xué)杰（2013）對2400余個國家級臺站采用薄盤樣條函數(shù)法（ANUSPLIN）和角距權(quán)重方法（ADW ）分別插值后疊加得到逐日觀測數(shù)據(jù)，水平分辨率為0.25°×0.25°。本文選擇了1961—2014 年6至8月數(shù)據(jù)來研究三省夏季降水的氣候特征。

為研究與三省區(qū)夏季降水年際變化有關(guān)的大尺度環(huán)流特征，本文采用了逐月大氣再分析資料JR A -55。水平分辨率為1.25°×1.25°。本文選用了1961—2014 年6至8月的位勢高度場、水平風(fēng)場、垂直速度、散度場、整層水汽通量等氣象要素，分析了有利于三省區(qū)夏季降水的水汽、動力條件。

1.2 研究方法

本文首先對1961—2014 年6至8月西藏、青海和四川降水數(shù)據(jù)進行標準化處理，消除均值和標準差的影響，再進行正交分解，對處理后的數(shù)據(jù)進行合成分析、回歸分析、t檢驗和Lanczos濾波器，分析夏季降水的年際變化，最后利用南亞季風(fēng)指數(shù)，分析三省區(qū)夏季降水與南亞季風(fēng)之間的關(guān)系。

1.2.1 標準化。本文在進行經(jīng)驗正交分解之前，對格點的降水時間序列進行了標準化處理，以消除格點之間在均值和標準差上的固有差異。標準化的具體公式如下：

式中：X為標準化后的降水序列，x為原始降水序列，為降水序列平均值，σ為降水序列的標準差。標準化處理后的時間序列，能夠更好地反映某一時刻降水量相對于自身變化情況。

1.2.2 經(jīng)驗正交分解（EO F）。如上文所述，在做經(jīng)驗正交分解之前，本文進行了標準化處理，這樣的處理有利于消除均值和標準差的影響，所作出的結(jié)果中，降水模態(tài)能夠反映降水變化較大的分布形式，而非降水較多的分布形式。而EOF 分析方法能夠把隨時間變化的變量場分解為不隨時間變化的空間函數(shù)部分以及只依賴時間變化的時間函數(shù)部分。本文對三省地區(qū)全年的降水量矩陣進行了EOF 分析：

式中：V和Z分別表示典型場（只是空間的函數(shù)）和主成分（即典型場隨時間的變化）。因此，第t 個時刻的空間場可以表示為：

上式表明，第t個場可以表示為m 個空間典型場，按照不同的權(quán)重線性疊加而成。V 的每一列表示一個空間典型場，由于這個場由實際資料確定，故又叫經(jīng)驗正交函數(shù)。這樣的分解方法必須滿足兩個條件，如公式（4）、（5）所示：

1.2.3 合成分析。合成分析方法主要是基于一定的條件，將時間序列分為極具特點的兩類，并針對這兩類數(shù)據(jù)做進一步的處理，以分析兩類數(shù)據(jù)之間差異。本文基于EOF分析結(jié)果的主成分序列，將三省區(qū)夏季降水分為降水多的年份和降水少的年份，對三省區(qū)夏季降水年際變化進行了合成分析。其公式表達如下：

式中：和 分別為降水多和降水少時段的均值，為合成分析的結(jié)果。

1.2.4 回歸分析?；貧w分析是氣候研究中研究自變量與因變量之間關(guān)系的常用方法。本文中應(yīng)用回歸分析以分析有利于三省區(qū)夏季降水的大尺度環(huán)流背景場?；貧w分析的公式如下：

其中a為常數(shù)，b為回歸系數(shù)，y為因變量，χ為自變量。常數(shù)與回歸系數(shù)利用最小二乘法得到，計算公式如下：

得到的回歸系數(shù)b大于0，說明隨著自變量的增大，因變量也隨之增大；回歸系數(shù)b小于0，則反之；回歸系數(shù)的絕對值越大說明自變量與因變量之間的關(guān)系更加密切。

1.2.5 t 檢驗。t 檢驗亦稱Student t 檢驗，能夠?qū)傮w標準差σ 未知的正態(tài)分布進行檢驗。本文將t 檢驗用于回歸系數(shù)的檢驗。由于在一元回歸分析中，回歸系數(shù)與相關(guān)系數(shù)成正比，實際上對回歸系數(shù)的檢驗實際上也是對相關(guān)系數(shù)的檢驗。故首先做出零假設(shè)：回歸系數(shù)（相關(guān)系數(shù)）不顯著，備擇假設(shè)：回歸系數(shù)（相關(guān)系數(shù)）顯著。隨后，確定顯著性水平a；進一步構(gòu)造t檢驗統(tǒng)計量：

該統(tǒng)計量服從自由度為n-2的t分布。因此比較t和ta的相對大小，即可說明原回歸系數(shù)b（相關(guān)系數(shù)r）是否顯著。若t＞ta，則說明回歸系數(shù)顯著，反之則說明回歸分析的兩氣候變量并無顯著相關(guān)性。本文將之用于回歸系數(shù)的檢驗，以說明三省夏季降水與氣象要素之間的關(guān)系是否顯著。

1.2.6 Lanczos 濾波。為研究三省夏季降水的年際變化，本文運用Lanczos濾波器[17]將降水變化中低頻變化濾除，聚焦高頻的年際變化，具體權(quán)重公式如下：

其中fc為截斷頻率，本文研究年際變率，因此年代際變化及更高頻的變化都應(yīng)該被濾去，因此設(shè)置截斷頻率為1/9，而2n+1應(yīng)等于濾波步長，本文設(shè)置濾波器的步長為11，因此n應(yīng)等于5。

1.3 南亞季風(fēng)指數(shù)

為探究三省夏季降水與南亞季風(fēng)之間的關(guān)系，本文采用Webster and Yang[18]定義的南亞季風(fēng)指數(shù)，其定義如下：

即為0°～20°N，EQ～20°E 區(qū)域的850 hPa 風(fēng)速區(qū)域平均值減去相同區(qū)域的200 hPa風(fēng)速。

2 結(jié)果與討論

2.1 西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水特征

從1961—2018 年三省夏季降水氣候態(tài)、標準差（圖1）可以看出夏季降水量整體呈現(xiàn)出由東南向西北遞減的模態(tài)。四川金沙江東部地區(qū)夏季平均日降水量可以達到10mm/day 以上，這主要與該地區(qū)位于三江源下游，水汽充沛有關(guān)，同時也與該地區(qū)地勢落差大有關(guān)。此外，在雅魯藏布江流域存在另一個降水相對大值中心，夏季平均日降水量達到6mm/day；而西藏、青海的西北部夏季降水最低，夏季平均日降水量僅有0～2mm/day，該地區(qū)位于塔克拉瑪干沙漠和印度大沙漠之間，水汽條件差，夏季降水量很少。

圖1 1961—2018年西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水

圖1b 為1961—2018 年三省區(qū)夏季降水的標準差，反映了該地區(qū)夏季降水的年際變率。由圖可知，這三個地區(qū)夏季降水量年際變率與氣候態(tài)有很好的對應(yīng)關(guān)系，即夏季降水大的四川東部、金沙江東部地區(qū)存在年際變率的大值中心，年際變化幅度超過1mm/day；在雅魯藏布江流域同樣存在降水年際變率的次中心，年際變化幅度可達0.8mm/day；而在夏季降水較少的西北部，其降水年際變化也極小，說明該地區(qū)夏季降水不僅少，而且極為穩(wěn)定。不同于夏季降水氣候態(tài)的是，在青海省的東北部存在一個年際變率的大值中心，年際變化幅度亦可達0.8mm/day 說明該地區(qū)降水的年際變化幅度較大。

從1961—2018 年西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水區(qū)域平均的年際變化（圖2）可以看出，許多年份三個地區(qū)夏季降水的區(qū)域平均指數(shù)超過1 個標準差，1997 年可以達到2.8 個標準差，2015 年可以達到-2.6 個標準差，說明三省區(qū)夏季降水存在較強的年際變化分量。圖中黑色虛線為9 年低通濾波的結(jié)果，表明夏季降水存在很強的年代際變化，于1995年前后進入較強的正位相，2005 年前后轉(zhuǎn)為較強的負位相。對比1990 年前后的三省區(qū)夏季降水區(qū)域平均指數(shù)，不難發(fā)現(xiàn)后期夏季降水指數(shù)的年際變化振幅比前期更強，說明在全球變暖的背景下，這三個地區(qū)的夏季降水的年際變化愈發(fā)顯著。綜上所述，三省區(qū)夏季降水不僅存在顯著的年代際變化，也存在很強的年際變化。

圖2 1961—2018 年西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水區(qū)域平均的年際變化（黑色虛線為9年低通濾波的結(jié)果）

2.2 西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水年際變化時空變化特征分析

由于西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水存在較強的年代際變化，下面利用Lanczos 濾波器，濾去夏季降水的年代際及以上的低頻變化，進一步分析夏季降水的年際變化。

前文的分析中，無論是圖1a 的氣候態(tài)還是圖2 的區(qū)域平均，都是對時空某一個維度進行了平均，難以看出更多細致的變化。因此，本文對1966—2013年三省區(qū)夏季降水的年際變化進行EOF 分析。由圖3 可知，三省區(qū)夏季降水年際變化的EOF前三個模態(tài)解釋方差分別為27.04%、12.03%、8.69%，大致能夠解釋夏季降水年際變化的50%變化，說明EOF的結(jié)果能夠較好的反映該地區(qū)夏季降水的年際變化。圖3 為EOF分析得到的第一模態(tài)EOF1，也是三省區(qū)夏季降水年際變化的主要模態(tài)。該模態(tài)的載荷主要位于西藏、四川南部的雅魯藏布江、金沙江一線，說明該地區(qū)江河湖泊分布密集，水汽充沛，夏季降水的年際變化極強。結(jié)合圖1a 和圖1b 可知，該地區(qū)正是三個地區(qū)夏季降水最強且年際變率最強的區(qū)域。由于EOF1的載荷主要分布在西藏和四川南部，可以稱該模態(tài)為“南部型”。從圖3b 的EOF1 對應(yīng)的主成分時間序列PC1 來看，南部降水年際變化主要以2～4年的周期振蕩為主。

圖3 1966—2013年西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水年際變化EOF結(jié)果

而第二模態(tài)EOF2所對應(yīng)的空間分布呈現(xiàn)出三省區(qū)交匯區(qū)域和岡底斯山地區(qū)夏季降水反向變化的特征。其中川西地區(qū)存在極強的正載荷大值中心，在四川內(nèi)部形成強烈的東西反向變化的形態(tài)，呈現(xiàn)一種緯向“正-負-正”三極型模態(tài)。從圖3d可知，不同于PC1的均勻振蕩，PC2主要以4～6年的周期振蕩為主，但是其振幅隨時間推移有所變化。1966 年前后PC2 振幅極大，PC2的振幅不斷減小，到1990年代中期，振幅大約在1個標準差以內(nèi)。1990年代中期到2013年前后，PC2的振幅一直穩(wěn)定在1個標準差以內(nèi)。

第三模態(tài)EOF3的空間分布呈三省區(qū)西南部為正值，三省東部為負值，說明三省西南部和三省區(qū)東部地區(qū)夏季降水變化趨勢相反的“西南-東北”偶極型降水模態(tài)。當三省區(qū)西南部夏季降水增加時，三省區(qū)東部夏季降水減少。正值中心位于岡底斯山北部的三省地區(qū)，負值中心位于青海省與四川省的交接處，說明這些地區(qū)的年際變化更強。根據(jù)EOF 所對應(yīng)的主成分序列PC3 也以4～6 年周期振蕩為主，并且可以看出在1966—2013 年間振幅不斷增加，2009—2013 年達到最大，超過2.5個標準差。

2.3 西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水年際變化形成機制分析

為進一步分析三省區(qū)夏季降水年際變化的形成機制，首先基于PC1序列大于0和小于0的年份劃分正負位相，圖4為基于PC1劃分正負位相的夏季降水年際變化的合成分析結(jié)果。圖4a 和圖4b 分別為PC1 正位相和負位相的合成分析結(jié)果。結(jié)果表明，EOF 分析的第一模態(tài)的響應(yīng)信號主要集中在西藏和四川南部。即在PC1正位相時，西藏和四川南部夏季降水增多，在PC1負位相時反之，這與其“南部型”降水特征一致。由圖4c 可知，南部地區(qū)在PC1 正負位相之間存在極為顯著的差異。

圖5a 為PC1 回歸的200 hPa 位勢高度場，當PC1所對應(yīng)的“南部型”降水增多時，對流層高層在西藏和四川南部地區(qū)上空對應(yīng)呈現(xiàn)出反氣旋環(huán)流。如圖5b所示，反氣旋環(huán)流導(dǎo)致南部地區(qū)高空輻散氣流，在200 hPa 散度場上形成一個顯著正散度區(qū)域。由于高空存在輻散氣流，根據(jù)空氣質(zhì)量平衡方程，將存在垂直方向上的上升補償氣流，在西藏和四川南部確實發(fā)現(xiàn)一個顯著的上升運動區(qū)（圖5）。從水汽條件上看，圖5d 顯示了PC1 對應(yīng)了西北太平洋副熱帶高壓加強西伸，部分水汽從我國南海越過中南半島向三省南部輸送；更多的水汽從印度洋由西南氣流輸送到我國西藏和四川南部。正是這樣的環(huán)流配置，在年際變化尺度上，有利于降水在三省南部形成，導(dǎo)致“南部型”降水模態(tài)。

圖5 1966—2013年基于PC1回歸的9年高通濾波的大氣環(huán)流情況

接下來將對PC2 和PC3 展開相似的分析?；赑C2 序列大于0 和小于0 的年份劃分正負位相，對三省區(qū)的夏季降水進行合成分析。由圖6a 和圖6b 可知，基于PC2 進行合成分析與EOF2 模態(tài)是相似的，整體在三個地區(qū)上形成緯向“正-負-正”或者“負-正-負”三極型變化。但是與圖6a 和圖6b 對比可知，基于PC2 進行合成分析得到的三省區(qū)夏季降水年際變化的信號響應(yīng)范圍遠遠小于PC1。這說明PC2 在三省區(qū)夏季降水年際變化中的貢獻和影響相對PC1 要小一些。同時，從圖6c 可知，當對PC2 進行正負位相合成分析的時候，三省中部地區(qū)和西南部地區(qū)的變化就更加顯著了。

圖6 1966-2013年基于PC2正負位相合成分析的西藏、青海和四川降水分布情況

本文進一步對PC2相關(guān)的夏季降水年際變化進行了診斷分析，結(jié)果如圖7所示。由圖7a可知，PC2對應(yīng)的200 hPa位勢高度場呈現(xiàn)兩槽一脊型：在中亞地區(qū)和我國東北地區(qū)存在兩個異常低壓氣旋，在青海和四川地區(qū)的東部存在一個弱的異常高壓脊。由圖7b可知，三省區(qū)中部地區(qū)恰好位于槽前脊后的區(qū)域因此槽前正渦度輸送，導(dǎo)致該地區(qū)存在輻散氣流；而三省區(qū)的東部地區(qū)則受到異常高壓脊的控制，存在輻合氣流。高空的輻散、輻合氣流對應(yīng)了500 hPa 高度場上，三省中部地區(qū)的上升補償氣流和東北部下沉氣流。上升氣流有利于降水的發(fā)生而下沉氣流不利于降水，因此動力條件上有利于PC2 所對應(yīng)的降水模態(tài)。圖7d 說明PC2 對應(yīng)的水汽部分來源太平洋，通過朝鮮半島上空的強氣旋型環(huán)流，帶來三省地區(qū)；另一部分水汽來自印度洋，通過西南氣流輸送至三省區(qū)的中部地區(qū)。綜上這樣的動力、水汽配置有利于發(fā)生PC2所對應(yīng)的降水模態(tài)。

圖7 1966—2013年基于PC2回歸的9年高通濾波的大氣環(huán)流情況

對PC1和PC2的夏季年際變化及其相關(guān)環(huán)流的有了一定認識后，本文進一步分析了PC3 的相關(guān)降水和環(huán)流情況。對PC3 序列大于0 和小于0 的年份劃分正負位相，基于PC3 正負位相對三省夏季降水年際變化進行合成分析，結(jié)果如圖8所示。由圖8a和圖8b可知，基于PC3 的正位相合成分析結(jié)果，在三省西南部有大范圍不顯著信號，說明在PC3正位相時，其年際變化模態(tài)并不顯著；而基于PC3的負位相合成分析結(jié)果中，在整個三省區(qū)東部及東北部均有較強的信號響應(yīng)，但是在三省區(qū)西南部沒有顯著信號響應(yīng)，說明在PC3 負位相，東北部降水增多較為顯著，但是西南部降水減少并不明顯。綜合說明PC3 所對應(yīng)的“西南-東北”偶極型降水模態(tài)在PC3 正負位相中存在一定的不對稱性：正位相偶極型降水模態(tài)較弱，負位相東部降水顯著增多，但是西南部降水減少不很顯著。從圖8c可以看出當對PC3的正負位相進行合成分析時，“西南-東北”偶極型降水模態(tài)的分布是非常顯著的，三省區(qū)西南部和東北部降水呈現(xiàn)顯著的反向變化。

圖8 1966—2013年基于PC2正負位相合成分析的西藏、青海和四川地區(qū)降水分布情況

本文進一步對PC3 相關(guān)的夏季降水年際變化進行了診斷分析，結(jié)果如圖9所示。由圖9a可知，PC3對應(yīng)的200 hPa 位勢高度場在三省的東部上空存在較強異常氣旋型低壓系統(tǒng)，在巴爾喀什湖南部存在一個異常反氣旋高壓系統(tǒng)。由圖9b所示，三省區(qū)的東北部位于異常氣旋的后部，高壓脊的前部，存在負渦度輸送，導(dǎo)致局地的輻合氣流；與此同時，從圖9d可知，低層在三省區(qū)的西南部存在異常氣旋性環(huán)流，有利于輻合上升，因此在三省區(qū)的西南部則存在弱的輻散氣流。因此在圖9c 上，西南部確實存在弱的上升氣流，而三省區(qū)東北部存在下沉氣流。從動力條件上來看，如此環(huán)流配置有利于降水在西南部增多，在東北部減少。從水汽條件上看，圖9d 顯示：在三省區(qū)東北部位于低層氣旋的后部，存在水汽的輻散，而三省區(qū)的西部位于異常氣旋的東北部的前部，水汽從孟加拉灣地區(qū)通過偏南氣流向該地區(qū)輸送，導(dǎo)致三省區(qū)的西部地區(qū)存在一定的水汽輻合。綜上，這樣的動力、水汽配置有利于發(fā)生“西南-東北”偶極型降水變化。

圖9 1966—2013年基于PC1回歸的9年高通濾波的大氣環(huán)流情況

2.4 西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水年際變化與南亞季風(fēng)的可能聯(lián)系

在三省夏季降水的年際變化中，西南氣流帶來的水汽起到了極為重要的作用，三個主要模態(tài)的水汽均與西南氣流帶來的印度洋水汽有關(guān)，那么西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水年際變化是否與南亞季風(fēng)之間存在密切的聯(lián)系呢？基于此問題，本文探究了西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水年際變化主要模態(tài)與南亞季風(fēng)之間的相關(guān)性。

圖10 為三個主要時間序列PC1、PC2、PC3 分別與年際變化的南亞季風(fēng)之間的對應(yīng)關(guān)系。其中，PC2 與南亞季風(fēng)之間相關(guān)顯著，為-0.29，通過了95%顯著性t檢驗。這說明南亞季風(fēng)的年際變化與三省區(qū)緯向三極型降水密切相關(guān)。南亞季風(fēng)加強時候，有利于三省區(qū)南部和東部降水增多，中部降水減少，反之則相反。從圖10b 繪制的時間序列來看，在1960—1980 年代和2000 年前后，南亞季風(fēng)與PC2 之間的共變關(guān)系更好，說明在年際變化尺度上，南亞季風(fēng)與三省區(qū)夏季降水可能存在年代際變化。事實上，盡管PC1 與南亞季風(fēng)之間的相關(guān)系數(shù)沒有通過顯著性檢驗，但是PC1 與南亞季風(fēng)在1970—2000 年共同變化的趨勢顯著。南亞季風(fēng)與西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水年際變化之間的關(guān)系有待進一步的討論。

圖10 1966—2013年西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水PC與南亞季風(fēng)指數(shù)年際變化

3 結(jié)論

本文基于CN05.1 高分辨格點降水數(shù)據(jù)及JRA-55 大氣再分析資料和Lanzcos 濾波、EOF 等方法研究了三個地區(qū)夏季降水的年際變化特征，得到主要結(jié)論如下：

西藏、青海和四川地區(qū)夏季降水的基本統(tǒng)計特征是：（1）年際變率與氣候態(tài)的分布情況是相似的：東南變化最大，年際變化幅度超過1mm/day，向西北遞減。（2）區(qū)域平均：在年代際變化背景下疊加有極強的年際變化，于1995年、2005年發(fā)生年代際轉(zhuǎn)折。

從時空變化的角度來看，三省區(qū)夏季降水年際變化的主要模態(tài)是：（1）南部型降水模態(tài)。三省區(qū)南部年際變化較強，在時間上以2～4 年周期性振蕩為主。（2）“緯向三極型”模態(tài)。三省東部、西部與中部反向變化的模態(tài)，時間上呈現(xiàn)4～6 年周期振蕩，且振蕩幅度不斷減小，直到1990 年代中期，振幅穩(wěn)定在1 個標準差以內(nèi)。（3）“西南-東北”偶極型降水模態(tài)。三省區(qū)的西南部和東北部降水反向變化的模態(tài)，時間上也以4～6 年周期振蕩為主，并且1966—2013 年間振幅不斷放大，直到2009—2013 年達到最大，超過2.5個標準差。

本文進一步探討了三省區(qū)夏季降水年際變化的可能形成機制：（1）“南部型”降水主要與三省南部的異常反氣旋高壓系統(tǒng)有關(guān)，反氣旋高壓系統(tǒng)帶來高空輻散氣流和局地上升補償氣流，有利于降水的發(fā)生；而低層西南氣流將印度洋水汽輸送到三省區(qū)南部。（2）“緯向三極型”降水模態(tài)則與中亞、我國東北地區(qū)的異常氣旋低壓系統(tǒng)有關(guān)。位于氣旋前部的三省區(qū)中部地區(qū)水平方向存在輻散氣流、垂直方向存在上升氣流，有利于降水形成，三省區(qū)的東部地區(qū)則反之。朝鮮半島極強的低層氣旋型環(huán)流將太平洋水汽輸送到三省區(qū)中部地區(qū)，同時西南氣流也向三省區(qū)中部輸送了大量印度洋水汽。（3）“西南-東北”偶極型降水模態(tài)主要與中亞的異常反氣旋高壓系統(tǒng)、三省地區(qū)東部的異常氣旋型低壓系統(tǒng)有關(guān)。低壓后部的三省區(qū)東部存在輻合下沉氣流，不利于降水，三省區(qū)西南部存在輻合上升氣流；我國東部的低層異常氣旋型為三省區(qū)東部地區(qū)帶來水汽輻散，而印度半島的低層異常氣旋為三省區(qū)西南帶來水汽輻合。最終導(dǎo)致了“西南-東北”偶極型降水。

最后本文初步探討了一下，年際變化尺度上，三省區(qū)夏季降水與南亞季風(fēng)之間的關(guān)系，結(jié)果顯示：PC2與南亞季風(fēng)相關(guān)系數(shù)達到-0.29，通過95%顯著性檢驗。說明南亞季風(fēng)與“緯向三極型”降水模態(tài)存在密切關(guān)系。從時間序列上也發(fā)現(xiàn)，兩者相關(guān)關(guān)系可能存在年代際變化。關(guān)于南亞季風(fēng)與三省區(qū)夏降水之間的關(guān)系有待進一步探究。