王春學(xué), 秦寧生, 龐軼舒, 羅 玉, 李金建

(1.四川省氣候中心/高原與盆地暴雨旱澇災(zāi)害四川省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 成都 610072;2.中國(guó)氣象局 成都高原氣象研究所, 成都 610072; 3.成都信息工程大學(xué) 大氣科學(xué)學(xué)院, 成都 610225)

樹(shù)木年輪氣候?qū)W是一門(mén)樹(shù)木年輪學(xué)和氣候?qū)W的交叉學(xué)科，以樹(shù)木年輪生長(zhǎng)特性為依據(jù)，用來(lái)研究氣候?qū)ζ溆绊懙某潭?，從而獲取氣候代用資料[1]。20世紀(jì)初Douglass[2]創(chuàng)立了樹(shù)輪年代學(xué)，到20世紀(jì)70年代Fritts[3]對(duì)樹(shù)輪氣候?qū)W的生物學(xué)基礎(chǔ)和理論進(jìn)行了完善，隨后樹(shù)輪氣候?qū)W得到了快速發(fā)展。我國(guó)樹(shù)木年輪氣候?qū)W的研究起步于20世紀(jì)70—80年代[4-6]，90年代初吳祥定[1]發(fā)表了著作《樹(shù)木年輪與氣候變化》，極大的推動(dòng)了我國(guó)樹(shù)輪氣候?qū)W的發(fā)展，目前我國(guó)樹(shù)輪樣點(diǎn)范圍幾乎遍布全國(guó)[7-10]。

川西高原地處青藏高原東南部，是我國(guó)地形一、二級(jí)階梯的過(guò)渡區(qū)域，對(duì)氣候變化極為敏感，是樹(shù)輪氣候?qū)W研究的理想場(chǎng)所[11]。劉洪濱等[12]發(fā)現(xiàn)川西云杉年輪主要受初春月平均最高溫度的影響，并且兩者為負(fù)相關(guān)。邵雪梅等[13]利用川西高原4個(gè)地點(diǎn)的樹(shù)輪資料重建了川西地區(qū)1650—1994年冬季平均最低氣溫序列。進(jìn)入21世紀(jì)有關(guān)川西高原樹(shù)輪氣候?qū)W的研究顯著增多，發(fā)現(xiàn)川西高原樹(shù)木年輪徑向生長(zhǎng)主要受控于夏季氣溫[14-15]，個(gè)別研究也關(guān)注到年平均氣溫[16]和冬半年氣溫[17]，但是涉及降水[18]的研究還非常少。

華西秋雨是我國(guó)西部地區(qū)秋季多雨的特殊天氣現(xiàn)象，主要出現(xiàn)在四川、重慶、貴州、云南、甘肅東部和南部、陜西關(guān)中和陜南、湖南西部、湖北西部一帶。持續(xù)的陰雨寡照導(dǎo)致氣溫下降，對(duì)于秋糧的成熟以及收割都會(huì)帶來(lái)一定的不利影響，華西秋雨的降水量一般多于春季，雖然以綿綿細(xì)雨為主，但是也容易引發(fā)秋汛，對(duì)人民的生命財(cái)產(chǎn)造成威脅[19-20]。研究認(rèn)為華西秋雨的形成主要是由于從9月份開(kāi)始影響中國(guó)的季風(fēng)系統(tǒng)由夏季風(fēng)轉(zhuǎn)變冬季風(fēng)，中國(guó)東部地區(qū)地勢(shì)平坦，冷空氣可以迅速南進(jìn)，帶來(lái)晴好天氣，而西部有秦嶺、青藏高原等高大山脈，阻擋了冷空氣的南下，出現(xiàn)秋雨天氣[21]。也有研究認(rèn)為地形對(duì)華西秋雨的落區(qū)不起決定性作用[22]。根據(jù)白虎志等[20]定義的華西秋雨指數(shù)，川西高原的華西秋雨現(xiàn)象最明顯。20世紀(jì)90年代以來(lái)，有關(guān)華西秋雨分布特征[23-24]和形成機(jī)理等[25-26]方面已有大量研究，但有關(guān)歷史時(shí)期華西秋雨的研究還罕有出現(xiàn)。唐朝詩(shī)人杜甫和李商隱的詩(shī)句中都有對(duì)華西秋雨的描述，說(shuō)明華西秋雨古已有之，那么歷史時(shí)期華西秋雨變化特征是怎樣的呢？本文將利用松潘地區(qū)樹(shù)輪資料重建過(guò)去150年秋雨指數(shù)，從而進(jìn)一步增強(qiáng)對(duì)華西秋雨的科學(xué)認(rèn)識(shí)，了解全球變暖對(duì)華西秋雨的影響。

1 研究區(qū)概況

松潘縣位于阿壩州東北部，距省會(huì)成都300 km，距州府馬爾康400 km，面積8 486 km2，介于32°06′—33°09′N(xiāo)，102°38′—104°15′E。松潘縣地貌東西差異明顯，以中山為主；地形起伏顯著，相對(duì)高差比較大，最低處白羊鄉(xiāng)棱子口海撥為1 080 m，最高處岷山主峰雪寶頂海拔5 588 m，縣城海拔2 850 m。松潘縣境內(nèi)以荷葉斷裂、岷江斷裂及雪山斷裂為界，分為西秦嶺分區(qū)摩天嶺小區(qū)和馬爾康分區(qū)金川小區(qū)。松潘縣由于地形復(fù)雜，海拔懸殊，導(dǎo)致松潘的氣候具有按流域呈明顯變化的特點(diǎn)，小氣候多樣且災(zāi)害性天氣活動(dòng)頻繁。涪江流域濕潤(rùn)多雨、四季分明；岷江流域少部分地區(qū)干旱少雨，大部地區(qū)則寒冷潮濕，冬長(zhǎng)無(wú)夏、春秋相連、四季不明。各地降水分布不均，但干雨季分明，雨季降水量占全年降水量的72%以上，多年平均氣溫5.7℃，年極端最低氣溫為零下21.1℃，多年平均降水量720 mm。

2 數(shù)據(jù)來(lái)源與研究方法

2.1 樹(shù)輪資料來(lái)源

樹(shù)輪采樣點(diǎn)位于四川省阿壩州松潘縣二道海，由國(guó)家氣候中心、中國(guó)科學(xué)院地理科學(xué)與資源研究所和中國(guó)氣象局成都高原氣象研究所于2010年9月聯(lián)合采集。采樣點(diǎn)經(jīng)緯度為32°40′N(xiāo)，103°30′E，海拔高度3 290 m，坡度30°，樹(shù)種為岷江冷杉(Abiesfaxoniana)，郁閉度為0.5～0.7。利用生長(zhǎng)錐在樹(shù)的胸高位置附近采集25株52個(gè)樣芯，復(fù)本量滿足樹(shù)輪氣候研究的要求。

2.2 氣候資料

本文使用了中國(guó)氣象局提供的1961—2010年松潘氣象站逐日的平均氣溫、降水量和日照時(shí)數(shù)資料。白虎志等[20]定義了9—10月華西秋雨指數(shù)的計(jì)算方法，本文根據(jù)需要只計(jì)算9月的指數(shù):ARI=Pd×P/Py，Pd為9月份日降水量大于等于0.1 mm的日數(shù)；P為9月份降水量；Py為當(dāng)年總降水量。從影響樹(shù)木生長(zhǎng)的角度來(lái)看，當(dāng)ARI值越大時(shí)陰雨天氣越多，過(guò)多的降水和較少的日照不利于樹(shù)木生長(zhǎng)，相反當(dāng)ARI值越小時(shí)，日照越充足，加上前期夏季的水分積累，對(duì)樹(shù)木生長(zhǎng)有利，即ARI可以看作是影響樹(shù)木生長(zhǎng)的綜合氣象指標(biāo)。

2.3 大氣環(huán)流和海溫資料

本文還使用了NOAA提供的1861—2010年逐月高度場(chǎng)、風(fēng)場(chǎng)、相對(duì)濕度場(chǎng)資料(20th Century Reanalysis V2c)，分辨率為2°×2°，和1861—2010年逐月海表溫度資料(Kaplan Extended SST V2)，分辨率為5°×5°。

2.4 樹(shù)輪年表的建立

將采集到的樣芯按照國(guó)際通用的基本程序進(jìn)行干燥(自然晾干)、固定、磨光處理和交叉定年，并利用COFECHA程序?qū)Χ杲Y(jié)果進(jìn)行檢查和驗(yàn)證。為了去除原始樹(shù)輪寬度中所包含的非氣候信息，利用ARSTAN程序，采用步長(zhǎng)為樣本長(zhǎng)度67%的樣條函數(shù)擬合生長(zhǎng)趨勢(shì)，然后用雙權(quán)重平均法進(jìn)行合成，得到采樣點(diǎn)的標(biāo)準(zhǔn)化年表(STD)。表1給出了采樣點(diǎn)標(biāo)準(zhǔn)化年表統(tǒng)計(jì)特征[序列起止年、均值、平均敏感度、平均標(biāo)準(zhǔn)差、一階自相關(guān)系數(shù)、子樣本信號(hào)強(qiáng)度(SSS)]及公共區(qū)間(1925—2010年)的所有樣芯平均相關(guān)系數(shù)、樹(shù)間相關(guān)系數(shù)、樹(shù)內(nèi)相關(guān)系數(shù)、信噪比、總體代表性(EPS)和第一主成分解釋方差的分析結(jié)果，可以看到標(biāo)準(zhǔn)化年表的平均敏感度略偏低，但是一階自相關(guān)系數(shù)和總體代表性比較高。最早的年輪始于1771年，通常以SSS>0.85作為判斷年表可靠時(shí)段的指標(biāo)，可以看到該年表可靠時(shí)段的起始年份為1849年，涉及樹(shù)木有10株。公共區(qū)間的樹(shù)間相關(guān)系數(shù)為0.288，樹(shù)內(nèi)相關(guān)系數(shù)為0.533，總體代表性為0.91，第一主成分解釋方差百分比達(dá)33.3%，說(shuō)明公共區(qū)間內(nèi)樹(shù)木年輪具有一定的反映過(guò)去氣候變化的潛力。

表1 采樣點(diǎn)標(biāo)準(zhǔn)年表統(tǒng)計(jì)特征及公共區(qū)間(1925-2010年)分析結(jié)果

圖1給出了松潘樹(shù)輪寬度指數(shù)、樣本量及EPS變化，可以看到年表中最早年為1771年，只有1個(gè)樣本，隨后樣本量緩慢增多，到1849年時(shí)樣本量達(dá)到10個(gè)樣芯，但是EPS值較小(0.83)，到1861年時(shí)EPS達(dá)到0.88，同時(shí)樣本量為15，具有較大的可靠性和代表性，所以本文重建時(shí)段選擇為1861—2010年。

圖1 松潘樹(shù)輪寬度指數(shù)、樣本量及EPS變化

3 結(jié)果與分析

3.1 松潘氣候特征分析

從圖2中可以看到，松潘平均氣溫年內(nèi)變化為單峰型，5—9月平均氣溫超過(guò)10℃，7月最高為14.7℃，11月—次年2月平均氣溫低于0℃，1月最低為-3.9℃。松潘降水量年內(nèi)變化為雙峰型，其中5—7月降水量均超過(guò)100 mm，9月出現(xiàn)第二峰值，降水量(106.7 mm)僅次于5月(107.9 mm)和6月(112.7 mm)，1月和12月降水量不足10 mm。從圖3中可以看到，松潘降水日數(shù)年內(nèi)變化也呈現(xiàn)雙峰型，分別出現(xiàn)在5—7月和9—10月，降水日數(shù)均超過(guò)17 d，12月最少(3.8 d)。日照時(shí)數(shù)波動(dòng)較大，其中9月最少(117.7 h)，12月最多(174.3 h)。

圖2 松潘1-12月氣溫和降水量

圖3 松潘1-12月降水日數(shù)和日照時(shí)數(shù)

從松潘氣象資料年內(nèi)變化分析不難發(fā)現(xiàn)，9月降水量大、降水日數(shù)多、氣溫高、日照少，表現(xiàn)出明顯的華西秋雨特征。川西高原華西秋雨最為典型，這與松潘秋季氣象特點(diǎn)也基本吻合。從華西秋雨指數(shù)EOF展開(kāi)第一模態(tài)空間分布來(lái)看(圖4A)，華西秋雨呈現(xiàn)東北西南反向異常分布，松潘站位于正異常大值中心，同時(shí)松潘ARI與PC1的年際波動(dòng)基本吻合(圖4B)，年代際變化趨勢(shì)基本一致，二者相關(guān)系數(shù)達(dá)到0.58，通過(guò)了α=0.001的顯著性檢驗(yàn)，說(shuō)明松潘站ARI可以在一定程度上代表華西秋雨的變化。

圖4 9月華西秋雨指數(shù)EOF第一模態(tài)空間分布及其時(shí)間系數(shù)與9月松潘ARI對(duì)比

3.2 樹(shù)輪與氣象要素和秋雨指數(shù)的關(guān)系

從二道海樹(shù)輪寬度指數(shù)與上年10月—當(dāng)年9月氣象要素逐月相分析上可以看到(圖5)，樹(shù)輪寬度指數(shù)與5月降水量顯著正相關(guān)，與9月降水量顯著負(fù)相關(guān)；與9月降水日數(shù)顯著負(fù)相關(guān)；與氣溫基本都呈正相關(guān)，其中與上年12月、當(dāng)年7月和9月相關(guān)最顯著；與日照時(shí)數(shù)多為負(fù)相關(guān)，但是與9月日照時(shí)數(shù)為顯著正相關(guān)。從樹(shù)輪寬度指數(shù)與氣象要素的相關(guān)分析可以發(fā)現(xiàn)，松潘樹(shù)輪寬度的徑向生長(zhǎng)對(duì)當(dāng)年9月氣象要素最為敏感，雖然9月已經(jīng)是晚材生長(zhǎng)期，但是溫度仍然較高，所以氣象條件可以決定生長(zhǎng)期的長(zhǎng)短。當(dāng)華西秋雨偏弱時(shí)，9月氣溫偏高、日照偏多，有利于樹(shù)木進(jìn)行光合作用，同時(shí)由于夏季已經(jīng)有一定的水分積累，所以9月降水偏少并不會(huì)帶來(lái)較大的制約，從而延長(zhǎng)生長(zhǎng)期，容易形成寬輪，反之則容易形成窄輪。

樹(shù)木生長(zhǎng)是受各種氣象條件綜合影響的，而華西秋雨指數(shù)可以表征秋季綜合氣象狀況，1961—2010年EDH樹(shù)輪寬度指數(shù)與松潘站華西秋雨指數(shù)的相關(guān)系數(shù)達(dá)0.54(通過(guò)0.001信度檢驗(yàn))，比其與各單項(xiàng)氣象要素的相關(guān)系數(shù)都要高，說(shuō)明可以利用樹(shù)輪寬度指數(shù)重建華西秋雨指數(shù)。

根據(jù)前文分析結(jié)果，以EDH樹(shù)輪寬度指數(shù)為自變量，當(dāng)年9月松潘華西秋雨指數(shù)為因變量，建立線性回歸方程，建模時(shí)間段為1961—2010年：

ARI=8.38-5.75×TI

式中：ARI為重建的華西秋雨指數(shù)；TI為EDH樹(shù)輪寬度指數(shù)。

圖5 二道海樹(shù)輪寬度指數(shù)與上年10月-當(dāng)年9月氣象要素相關(guān)系數(shù)

為了檢驗(yàn)重建方程的穩(wěn)定性和可靠性，采用逐一剔除法對(duì)方程進(jìn)行檢驗(yàn)，檢驗(yàn)結(jié)果見(jiàn)表2，可以看到相關(guān)系數(shù)達(dá)0.51，通過(guò)了0.001的置信度檢驗(yàn)，誤差縮減值(RE=0.19)、乘積平均數(shù)(t=3.46)和F檢驗(yàn)值(16.4)都達(dá)到了0.01的顯著性水平，表明重建方程是穩(wěn)定的。重建值和實(shí)測(cè)值的符號(hào)檢驗(yàn)達(dá)到了33個(gè)，通過(guò)了0.05的顯著性檢驗(yàn)，但是一階符號(hào)差沒(méi)能通過(guò)0.05的顯著性檢驗(yàn)，表明重建方程對(duì)低頻變化的重建要好于高頻變化的重建。

表2 回歸方程逐一剔除法檢驗(yàn)統(tǒng)計(jì)量

從實(shí)況ARI與重建值的對(duì)比(圖6)中也可以看到，二者變化趨勢(shì)的一致性非常好，在年際波動(dòng)中實(shí)況變化幅度更大，但是總體峰值對(duì)應(yīng)情況基本一致。對(duì)重建的1861—2010年松潘秋雨指數(shù)進(jìn)行濾波，從而分析其年代際波動(dòng)情況，可以發(fā)現(xiàn)近150 a松潘秋雨強(qiáng)度有明顯的階段性變化特征，1861—1957年呈現(xiàn)波動(dòng)減弱的變化趨勢(shì)，1958—1982年強(qiáng)度迅速增強(qiáng)，隨后一直到2010年快速減弱。期間共出現(xiàn)3個(gè)偏強(qiáng)時(shí)段和4個(gè)偏弱時(shí)段，在偏強(qiáng)時(shí)段中1968—1992年持續(xù)時(shí)間最長(zhǎng)(25 a)，另外兩個(gè)偏強(qiáng)時(shí)段較短，分別出現(xiàn)在1866—1874年和1892—1902年；4個(gè)偏弱時(shí)段分別出現(xiàn)在1884—1889年、1925—1933年、1951—1957年和1996—2010年。

注：黑圈表示文獻(xiàn)記載旱年，黑點(diǎn)表示文獻(xiàn)記載澇年。

采用滑動(dòng)t-檢驗(yàn)方法檢驗(yàn)近150 a松潘秋雨序列的突變情況，從圖7中可以看出，自1870年以來(lái)t統(tǒng)計(jì)量有5處超過(guò)0.01顯著性水平。其中前期(1870—1910年)共出現(xiàn)3次突變，1875年前后出現(xiàn)由強(qiáng)到弱的突變，1890年出現(xiàn)一次由弱到強(qiáng)的突變，1904年出現(xiàn)一次由強(qiáng)到弱的突變；另外后期(1959—2000年)出現(xiàn)2次突變，1959年出現(xiàn)一次由弱到強(qiáng)的突變，1995年前后又出現(xiàn)一次由強(qiáng)到弱的突變；中間50 a左右沒(méi)有明顯的突變發(fā)生。從突變檢驗(yàn)結(jié)果來(lái)看，近150 a松潘秋雨可以分為3個(gè)時(shí)期，1861—1910年為顯著波動(dòng)期，1911—1960年為相對(duì)平穩(wěn)期，1961—2010年再次出現(xiàn)顯著波動(dòng)期。

注：虛線為0.01顯著性水平。

通過(guò)與其他重建序列的對(duì)比可以進(jìn)一步檢驗(yàn)重建序列的可靠性，由于文獻(xiàn)還未見(jiàn)川西高原秋季降水的重建序列，所以本文選擇了Yang等[27]重建的秦嶺西部6—9月降水量進(jìn)行對(duì)比分析，其范圍覆蓋到了松潘地區(qū)。從圖8中可以看到，1861—1880年和1870—2000年二者的一致性非常好，均呈現(xiàn)出先增加后減少的變化規(guī)律，其他時(shí)段二者的一致性較差。進(jìn)一步分析可知，二者一致性較好的時(shí)段正是松潘秋雨波動(dòng)幅度較大的時(shí)段，即9月降水異常對(duì)6—9月總降水的貢獻(xiàn)更大；而其他時(shí)段松潘秋雨波動(dòng)較弱，對(duì)6—9月總降水異常的影響較小，所以二者一致性較差。另外川西高原地區(qū)歷史氣象災(zāi)害記錄也十分有限，所以查閱了松潘及其鄰近地區(qū)的災(zāi)害文獻(xiàn)資料，發(fā)現(xiàn)1885年松潘出現(xiàn)秋旱[28]，1899年茂縣發(fā)生秋澇[28]，1916年平武秋水成災(zāi)[29]，1921年廣元淫雨50余日[30]，這些記錄與本文重建秋雨指數(shù)序列對(duì)應(yīng)很好，也說(shuō)明了重建序列的可靠性(圖6)。

圖8 重建ARI與Yang Fengmei等重建的秦嶺西部地區(qū)6-9月降水量的對(duì)比

3.3 大氣環(huán)流分析

上文分析表明根據(jù)松潘秋雨波動(dòng)幅度可以將其分為3個(gè)時(shí)期，而影響松潘秋雨的環(huán)流系統(tǒng)也比較復(fù)雜，所以為了研究歷史時(shí)期松潘秋雨的形成機(jī)理，這里將其分為3個(gè)時(shí)期，并分別對(duì)各個(gè)時(shí)期的強(qiáng)、弱年(以時(shí)段內(nèi)1倍標(biāo)準(zhǔn)差為準(zhǔn))進(jìn)行合成。從600 hPa高度合成場(chǎng)上可以看到，1861—1910年(圖9A)北極地區(qū)出現(xiàn)負(fù)異常大值中心，極地高壓顯著偏弱，北方冷空氣偏弱；但巴爾喀什湖以西出現(xiàn)正異常大值中心，西伯利亞高壓偏強(qiáng)，位置偏西偏南，有利于西北路徑冷空氣南下；同時(shí)我國(guó)東北部到南海及其以東地區(qū)為負(fù)異常，副高總體偏弱偏南，東亞大槽加深，有利于槽后冷空氣入侵我國(guó)；這一時(shí)期冷空氣活躍，松潘秋雨的強(qiáng)度主要由西北路徑冷空氣的強(qiáng)弱所控制。1911—1960年(圖9B)極地大部為弱的正異常，極地高壓略偏強(qiáng)；但是北緯60°附近出現(xiàn)負(fù)異常大值帶，西伯利亞高壓偏弱，不利于冷空氣南下；我國(guó)東部到日本東部出現(xiàn)正異常中心，副熱帶高壓偏北偏西，有利于南方暖濕氣流向北輸送；這一時(shí)期南方暖濕空氣比較活躍，松潘秋雨的強(qiáng)度主要受夏季風(fēng)系統(tǒng)支配。1961—2010年(圖9C)極地大部地區(qū)為正異常，中西伯利亞地區(qū)出現(xiàn)正異常大值中心，西伯利亞高壓偏強(qiáng)，同時(shí)我國(guó)東北部地區(qū)為負(fù)異常大值中心，東亞大槽加深，有利于脊前槽后的冷空氣直接入侵我國(guó)；同時(shí)北緯30°以南基本為正異常，副高偏南偏西，南方暖濕空氣仍可以到達(dá)中緯度地區(qū)；這一時(shí)期冷暖空氣容易在華西地區(qū)出現(xiàn)交匯并形成對(duì)峙，造成更強(qiáng)烈的降水，導(dǎo)致這一時(shí)期松潘秋雨異常幅度最大。

圖9 松潘秋雨偏強(qiáng)年與偏弱年600 hPa高度差值合成圖

上文分析了影響松潘秋雨的主要大氣環(huán)流系統(tǒng)，這里進(jìn)一步分析水汽輸送通量及其散度情況，1861—1910年(圖10A)巴倫支海的冷空氣經(jīng)巴爾喀什湖，從西北方向入侵我國(guó)，最遠(yuǎn)可以到達(dá)云南南部，并且在華西地區(qū)的中部和東北部(四川東北部—陜西)出現(xiàn)輻合，造成松潘秋雨偏強(qiáng)；1911—1960年(圖10B)從我國(guó)南海到華西地區(qū)出現(xiàn)暖濕水汽輸送帶，與弱的偏西冷空氣在華西大部地區(qū)交匯，導(dǎo)致華西大部地區(qū)秋雨偏強(qiáng)；1961—2010年(圖10C)從貝加爾湖以東到華西地區(qū)有干冷空氣輸送，同時(shí)來(lái)自西太平洋經(jīng)過(guò)南海北上至華西地區(qū)出現(xiàn)暖濕水汽輸送帶，二者在華西地區(qū)出現(xiàn)強(qiáng)烈的輻合上升，導(dǎo)致松潘秋雨偏強(qiáng)。

大氣對(duì)海溫的響應(yīng)有滯后效應(yīng)，所以用8月的海溫進(jìn)行合成分析?？梢园l(fā)現(xiàn)1861—1910年(圖11A)高緯度地區(qū)海溫均偏高，從而導(dǎo)致極地高壓偏弱；南海到太平洋東北部海溫以偏高為主，易導(dǎo)致副高偏弱偏南。1991—1960年(圖11B)高緯度地區(qū)海溫均偏低，從而增強(qiáng)極地高壓；西北太平洋海溫偏低，易導(dǎo)致副高偏強(qiáng)偏北；北太平洋表現(xiàn)為PDO暖位相，該時(shí)段太平洋年代際振蕩背景的作用比較大。1961—2010年(圖11C)北極地區(qū)海溫偏低，有利于極地高壓增強(qiáng)；北太平洋海溫偏低，有利于副高偏強(qiáng)；赤道太平洋中東部海溫正異常，西部負(fù)異常，表現(xiàn)為弱的厄爾尼諾現(xiàn)象，對(duì)沃克環(huán)流有抑制作用；同時(shí)東南亞地區(qū)海溫負(fù)異常，對(duì)哈德來(lái)環(huán)流有抑制作用，有利于中緯度華西地區(qū)低層出現(xiàn)上升運(yùn)動(dòng)。

圖10 松潘秋雨偏強(qiáng)年與偏弱年1 000～300 hPa水汽輸送通量(矢量)及其散度(灰度)差值合成圖

4 結(jié) 論

(1) 松潘9月降水量大、降水日數(shù)多、氣溫高、日照少，表現(xiàn)出明顯的華西秋雨特征。松潘樹(shù)輪寬度的徑向生長(zhǎng)對(duì)當(dāng)年9月氣象要素最為敏感，雖然9月已經(jīng)是晚材生長(zhǎng)期，但是溫度仍然較高，所以氣象條件可以決定生長(zhǎng)期的長(zhǎng)短。1961—2010年EDH樹(shù)輪寬度指數(shù)與松潘站秋雨指數(shù)的相關(guān)系數(shù)達(dá)通過(guò)了信度檢驗(yàn)，可以利用樹(shù)輪寬度指數(shù)重建華西秋雨指數(shù)。

圖11 松潘秋雨偏強(qiáng)年與偏弱年海表溫度差值合成圖

(2) 利用松潘地區(qū)樹(shù)輪寬度標(biāo)準(zhǔn)年表重建了松潘地區(qū)秋雨指數(shù)，經(jīng)檢驗(yàn)重建方程穩(wěn)定可靠。過(guò)去150 a松潘秋雨出現(xiàn)3個(gè)偏強(qiáng)時(shí)段和4個(gè)偏弱時(shí)段。從突變檢驗(yàn)結(jié)果來(lái)看，近150 a松潘秋雨可以分為3個(gè)時(shí)期，1861—1910年為顯著波動(dòng)期，1911—1960年為相對(duì)平穩(wěn)期，1961—2010年再次出現(xiàn)顯著波動(dòng)期。通過(guò)與Yang等[27]重建的秦嶺西部6—9月降水量進(jìn)行，發(fā)現(xiàn)二者有較好的一致性，另外從松潘及其鄰近地區(qū)的一些災(zāi)情記錄來(lái)看，與本文重建序列有很好的對(duì)應(yīng)關(guān)系，說(shuō)明重建序列比較可靠。

(3) 對(duì)松潘秋雨3個(gè)時(shí)期的環(huán)流資料分別進(jìn)行合成分析，1861—1910年西伯利亞高壓偏強(qiáng)，位置偏西偏南，副高總體偏弱偏南，東亞大槽加深，巴倫支海的冷空氣經(jīng)巴爾喀什湖，從西北方向入侵我國(guó)，并在華西地區(qū)出現(xiàn)輻合，造成松潘秋雨偏強(qiáng)。1911—1960年西伯利亞高壓偏弱，副熱帶高壓偏北偏西，從我國(guó)南海到華西地區(qū)出現(xiàn)暖濕水上輸送帶，與弱的偏西冷空氣在華西大部地區(qū)交匯，導(dǎo)致華西大部地區(qū)秋雨偏強(qiáng)。1961—2010年西伯利亞高壓偏強(qiáng)，副高偏南偏西，從貝加爾湖以東到華西地區(qū)有干冷水汽輸送，同時(shí)來(lái)自西太平洋經(jīng)過(guò)南海北上至華西地區(qū)出現(xiàn)暖濕水汽輸送帶，二者在華西地區(qū)出現(xiàn)強(qiáng)烈的輻合上升，導(dǎo)致松潘秋雨偏強(qiáng)。

(4) 不同階段松潘秋雨異常的大氣環(huán)流背景對(duì)前期8月的海溫有一定響應(yīng)，1861—1910年高緯度地區(qū)海溫均偏高，從而導(dǎo)致極地高壓偏弱；南海到太平洋東北部海溫以偏高為主，對(duì)應(yīng)副高偏弱偏南。1991—1960年高緯度地區(qū)海溫均偏低，從而增強(qiáng)極地高壓；西北太平洋海溫偏低，易導(dǎo)致副高偏強(qiáng)偏北。1961—2010年北極地區(qū)海溫偏低，有利于極地高壓增強(qiáng)；北太平洋海溫偏低，有利于副高偏強(qiáng)。