树轮宽度记录的1861年以来松潘地区秋雨指数变化特征及其形成机理

王春学, 秦宁生, 庞轶舒, 罗 玉, 李金建

(1.四川省气候中心/高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室, 成都 610072;2.中国气象局 成都高原气象研究所, 成都 610072; 3.成都信息工程大学 大气科学学院, 成都 610225)

树木年轮气候学是一门树木年轮学和气候学的交叉学科，以树木年轮生长特性为依据，用来研究气候对其影响的程度，从而获取气候代用资料[1]。20世纪初Douglass[2]创立了树轮年代学，到20世纪70年代Fritts[3]对树轮气候学的生物学基础和理论进行了完善，随后树轮气候学得到了快速发展。我国树木年轮气候学的研究起步于20世纪70—80年代[4-6]，90年代初吴祥定[1]发表了著作《树木年轮与气候变化》，极大的推动了我国树轮气候学的发展，目前我国树轮样点范围几乎遍布全国[7-10]。

川西高原地处青藏高原东南部，是我国地形一、二级阶梯的过渡区域，对气候变化极为敏感，是树轮气候学研究的理想场所[11]。刘洪滨等[12]发现川西云杉年轮主要受初春月平均最高温度的影响，并且两者为负相关。邵雪梅等[13]利用川西高原4个地点的树轮资料重建了川西地区1650—1994年冬季平均最低气温序列。进入21世纪有关川西高原树轮气候学的研究显著增多，发现川西高原树木年轮径向生长主要受控于夏季气温[14-15]，个别研究也关注到年平均气温[16]和冬半年气温[17]，但是涉及降水[18]的研究还非常少。

华西秋雨是我国西部地区秋季多雨的特殊天气现象，主要出现在四川、重庆、贵州、云南、甘肃东部和南部、陕西关中和陕南、湖南西部、湖北西部一带。持续的阴雨寡照导致气温下降，对于秋粮的成熟以及收割都会带来一定的不利影响，华西秋雨的降水量一般多于春季，虽然以绵绵细雨为主，但是也容易引发秋汛，对人民的生命财产造成威胁[19-20]。研究认为华西秋雨的形成主要是由于从9月份开始影响中国的季风系统由夏季风转变冬季风，中国东部地区地势平坦，冷空气可以迅速南进，带来晴好天气，而西部有秦岭、青藏高原等高大山脉，阻挡了冷空气的南下，出现秋雨天气[21]。也有研究认为地形对华西秋雨的落区不起决定性作用[22]。根据白虎志等[20]定义的华西秋雨指数，川西高原的华西秋雨现象最明显。20世纪90年代以来，有关华西秋雨分布特征[23-24]和形成机理等[25-26]方面已有大量研究，但有关历史时期华西秋雨的研究还罕有出现。唐朝诗人杜甫和李商隐的诗句中都有对华西秋雨的描述，说明华西秋雨古已有之，那么历史时期华西秋雨变化特征是怎样的呢？本文将利用松潘地区树轮资料重建过去150年秋雨指数，从而进一步增强对华西秋雨的科学认识，了解全球变暖对华西秋雨的影响。

1 研究区概况

松潘县位于阿坝州东北部，距省会成都300 km，距州府马尔康400 km，面积8 486 km2，介于32°06′—33°09′N，102°38′—104°15′E。松潘县地貌东西差异明显，以中山为主；地形起伏显著，相对高差比较大，最低处白羊乡棱子口海拨为1 080 m，最高处岷山主峰雪宝顶海拔5 588 m，县城海拔2 850 m。松潘县境内以荷叶断裂、岷江断裂及雪山断裂为界，分为西秦岭分区摩天岭小区和马尔康分区金川小区。松潘县由于地形复杂，海拔悬殊，导致松潘的气候具有按流域呈明显变化的特点，小气候多样且灾害性天气活动频繁。涪江流域湿润多雨、四季分明；岷江流域少部分地区干旱少雨，大部地区则寒冷潮湿，冬长无夏、春秋相连、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，多年平均气温5.7℃，年极端最低气温为零下21.1℃，多年平均降水量720 mm。

2 数据来源与研究方法

2.1 树轮资料来源

树轮采样点位于四川省阿坝州松潘县二道海，由国家气候中心、中国科学院地理科学与资源研究所和中国气象局成都高原气象研究所于2010年9月联合采集。采样点经纬度为32°40′N，103°30′E，海拔高度3 290 m，坡度30°，树种为岷江冷杉(Abiesfaxoniana)，郁闭度为0.5～0.7。利用生长锥在树的胸高位置附近采集25株52个样芯，复本量满足树轮气候研究的要求。

2.2 气候资料

本文使用了中国气象局提供的1961—2010年松潘气象站逐日的平均气温、降水量和日照时数资料。白虎志等[20]定义了9—10月华西秋雨指数的计算方法，本文根据需要只计算9月的指数:ARI=Pd×P/Py，Pd为9月份日降水量大于等于0.1 mm的日数；P为9月份降水量；Py为当年总降水量。从影响树木生长的角度来看，当ARI值越大时阴雨天气越多，过多的降水和较少的日照不利于树木生长，相反当ARI值越小时，日照越充足，加上前期夏季的水分积累，对树木生长有利，即ARI可以看作是影响树木生长的综合气象指标。

2.3 大气环流和海温资料

本文还使用了NOAA提供的1861—2010年逐月高度场、风场、相对湿度场资料(20th Century Reanalysis V2c)，分辨率为2°×2°，和1861—2010年逐月海表温度资料(Kaplan Extended SST V2)，分辨率为5°×5°。

2.4 树轮年表的建立

将采集到的样芯按照国际通用的基本程序进行干燥(自然晾干)、固定、磨光处理和交叉定年，并利用COFECHA程序对定年结果进行检查和验证。为了去除原始树轮宽度中所包含的非气候信息，利用ARSTAN程序，采用步长为样本长度67%的样条函数拟合生长趋势，然后用双权重平均法进行合成，得到采样点的标准化年表(STD)。表1给出了采样点标准化年表统计特征[序列起止年、均值、平均敏感度、平均标准差、一阶自相关系数、子样本信号强度(SSS)]及公共区间(1925—2010年)的所有样芯平均相关系数、树间相关系数、树内相关系数、信噪比、总体代表性(EPS)和第一主成分解释方差的分析结果，可以看到标准化年表的平均敏感度略偏低，但是一阶自相关系数和总体代表性比较高。最早的年轮始于1771年，通常以SSS>0.85作为判断年表可靠时段的指标，可以看到该年表可靠时段的起始年份为1849年，涉及树木有10株。公共区间的树间相关系数为0.288，树内相关系数为0.533，总体代表性为0.91，第一主成分解释方差百分比达33.3%，说明公共区间内树木年轮具有一定的反映过去气候变化的潜力。

表1 采样点标准年表统计特征及公共区间(1925-2010年)分析结果

图1给出了松潘树轮宽度指数、样本量及EPS变化，可以看到年表中最早年为1771年，只有1个样本，随后样本量缓慢增多，到1849年时样本量达到10个样芯，但是EPS值较小(0.83)，到1861年时EPS达到0.88，同时样本量为15，具有较大的可靠性和代表性，所以本文重建时段选择为1861—2010年。

图1 松潘树轮宽度指数、样本量及EPS变化

3 结果与分析

3.1 松潘气候特征分析

从图2中可以看到，松潘平均气温年内变化为单峰型，5—9月平均气温超过10℃，7月最高为14.7℃，11月—次年2月平均气温低于0℃，1月最低为-3.9℃。松潘降水量年内变化为双峰型，其中5—7月降水量均超过100 mm，9月出现第二峰值，降水量(106.7 mm)仅次于5月(107.9 mm)和6月(112.7 mm)，1月和12月降水量不足10 mm。从图3中可以看到，松潘降水日数年内变化也呈现双峰型，分别出现在5—7月和9—10月，降水日数均超过17 d，12月最少(3.8 d)。日照时数波动较大，其中9月最少(117.7 h)，12月最多(174.3 h)。

图2 松潘1-12月气温和降水量

图3 松潘1-12月降水日数和日照时数

从松潘气象资料年内变化分析不难发现，9月降水量大、降水日数多、气温高、日照少，表现出明显的华西秋雨特征。川西高原华西秋雨最为典型，这与松潘秋季气象特点也基本吻合。从华西秋雨指数EOF展开第一模态空间分布来看(图4A)，华西秋雨呈现东北西南反向异常分布，松潘站位于正异常大值中心，同时松潘ARI与PC1的年际波动基本吻合(图4B)，年代际变化趋势基本一致，二者相关系数达到0.58，通过了α=0.001的显著性检验，说明松潘站ARI可以在一定程度上代表华西秋雨的变化。

图4 9月华西秋雨指数EOF第一模态空间分布及其时间系数与9月松潘ARI对比

3.2 树轮与气象要素和秋雨指数的关系

从二道海树轮宽度指数与上年10月—当年9月气象要素逐月相分析上可以看到(图5)，树轮宽度指数与5月降水量显著正相关，与9月降水量显著负相关；与9月降水日数显著负相关；与气温基本都呈正相关，其中与上年12月、当年7月和9月相关最显著；与日照时数多为负相关，但是与9月日照时数为显著正相关。从树轮宽度指数与气象要素的相关分析可以发现，松潘树轮宽度的径向生长对当年9月气象要素最为敏感，虽然9月已经是晚材生长期，但是温度仍然较高，所以气象条件可以决定生长期的长短。当华西秋雨偏弱时，9月气温偏高、日照偏多，有利于树木进行光合作用，同时由于夏季已经有一定的水分积累，所以9月降水偏少并不会带来较大的制约，从而延长生长期，容易形成宽轮，反之则容易形成窄轮。

树木生长是受各种气象条件综合影响的，而华西秋雨指数可以表征秋季综合气象状况，1961—2010年EDH树轮宽度指数与松潘站华西秋雨指数的相关系数达0.54(通过0.001信度检验)，比其与各单项气象要素的相关系数都要高，说明可以利用树轮宽度指数重建华西秋雨指数。

根据前文分析结果，以EDH树轮宽度指数为自变量，当年9月松潘华西秋雨指数为因变量，建立线性回归方程，建模时间段为1961—2010年：

ARI=8.38-5.75×TI

式中：ARI为重建的华西秋雨指数；TI为EDH树轮宽度指数。

图5 二道海树轮宽度指数与上年10月-当年9月气象要素相关系数

为了检验重建方程的稳定性和可靠性，采用逐一剔除法对方程进行检验，检验结果见表2，可以看到相关系数达0.51，通过了0.001的置信度检验，误差缩减值(RE=0.19)、乘积平均数(t=3.46)和F检验值(16.4)都达到了0.01的显著性水平，表明重建方程是稳定的。重建值和实测值的符号检验达到了33个，通过了0.05的显著性检验，但是一阶符号差没能通过0.05的显著性检验，表明重建方程对低频变化的重建要好于高频变化的重建。

表2 回归方程逐一剔除法检验统计量

从实况ARI与重建值的对比(图6)中也可以看到，二者变化趋势的一致性非常好，在年际波动中实况变化幅度更大，但是总体峰值对应情况基本一致。对重建的1861—2010年松潘秋雨指数进行滤波，从而分析其年代际波动情况，可以发现近150 a松潘秋雨强度有明显的阶段性变化特征，1861—1957年呈现波动减弱的变化趋势，1958—1982年强度迅速增强，随后一直到2010年快速减弱。期间共出现3个偏强时段和4个偏弱时段，在偏强时段中1968—1992年持续时间最长(25 a)，另外两个偏强时段较短，分别出现在1866—1874年和1892—1902年；4个偏弱时段分别出现在1884—1889年、1925—1933年、1951—1957年和1996—2010年。

注：黑圈表示文献记载旱年，黑点表示文献记载涝年。

采用滑动t-检验方法检验近150 a松潘秋雨序列的突变情况，从图7中可以看出，自1870年以来t统计量有5处超过0.01显著性水平。其中前期(1870—1910年)共出现3次突变，1875年前后出现由强到弱的突变，1890年出现一次由弱到强的突变，1904年出现一次由强到弱的突变；另外后期(1959—2000年)出现2次突变，1959年出现一次由弱到强的突变，1995年前后又出现一次由强到弱的突变；中间50 a左右没有明显的突变发生。从突变检验结果来看，近150 a松潘秋雨可以分为3个时期，1861—1910年为显著波动期，1911—1960年为相对平稳期，1961—2010年再次出现显著波动期。

注：虚线为0.01显著性水平。

通过与其他重建序列的对比可以进一步检验重建序列的可靠性，由于文献还未见川西高原秋季降水的重建序列，所以本文选择了Yang等[27]重建的秦岭西部6—9月降水量进行对比分析，其范围覆盖到了松潘地区。从图8中可以看到，1861—1880年和1870—2000年二者的一致性非常好，均呈现出先增加后减少的变化规律，其他时段二者的一致性较差。进一步分析可知，二者一致性较好的时段正是松潘秋雨波动幅度较大的时段，即9月降水异常对6—9月总降水的贡献更大；而其他时段松潘秋雨波动较弱，对6—9月总降水异常的影响较小，所以二者一致性较差。另外川西高原地区历史气象灾害记录也十分有限，所以查阅了松潘及其邻近地区的灾害文献资料，发现1885年松潘出现秋旱[28]，1899年茂县发生秋涝[28]，1916年平武秋水成灾[29]，1921年广元淫雨50余日[30]，这些记录与本文重建秋雨指数序列对应很好，也说明了重建序列的可靠性(图6)。

图8 重建ARI与Yang Fengmei等重建的秦岭西部地区6-9月降水量的对比

3.3 大气环流分析

上文分析表明根据松潘秋雨波动幅度可以将其分为3个时期，而影响松潘秋雨的环流系统也比较复杂，所以为了研究历史时期松潘秋雨的形成机理，这里将其分为3个时期，并分别对各个时期的强、弱年(以时段内1倍标准差为准)进行合成。从600 hPa高度合成场上可以看到，1861—1910年(图9A)北极地区出现负异常大值中心，极地高压显著偏弱，北方冷空气偏弱；但巴尔喀什湖以西出现正异常大值中心，西伯利亚高压偏强，位置偏西偏南，有利于西北路径冷空气南下；同时我国东北部到南海及其以东地区为负异常，副高总体偏弱偏南，东亚大槽加深，有利于槽后冷空气入侵我国；这一时期冷空气活跃，松潘秋雨的强度主要由西北路径冷空气的强弱所控制。1911—1960年(图9B)极地大部为弱的正异常，极地高压略偏强；但是北纬60°附近出现负异常大值带，西伯利亚高压偏弱，不利于冷空气南下；我国东部到日本东部出现正异常中心，副热带高压偏北偏西，有利于南方暖湿气流向北输送；这一时期南方暖湿空气比较活跃，松潘秋雨的强度主要受夏季风系统支配。1961—2010年(图9C)极地大部地区为正异常，中西伯利亚地区出现正异常大值中心，西伯利亚高压偏强，同时我国东北部地区为负异常大值中心，东亚大槽加深，有利于脊前槽后的冷空气直接入侵我国；同时北纬30°以南基本为正异常，副高偏南偏西，南方暖湿空气仍可以到达中纬度地区；这一时期冷暖空气容易在华西地区出现交汇并形成对峙，造成更强烈的降水，导致这一时期松潘秋雨异常幅度最大。

图9 松潘秋雨偏强年与偏弱年600 hPa高度差值合成图

上文分析了影响松潘秋雨的主要大气环流系统，这里进一步分析水汽输送通量及其散度情况，1861—1910年(图10A)巴伦支海的冷空气经巴尔喀什湖，从西北方向入侵我国，最远可以到达云南南部，并且在华西地区的中部和东北部(四川东北部—陕西)出现辐合，造成松潘秋雨偏强；1911—1960年(图10B)从我国南海到华西地区出现暖湿水汽输送带，与弱的偏西冷空气在华西大部地区交汇，导致华西大部地区秋雨偏强；1961—2010年(图10C)从贝加尔湖以东到华西地区有干冷空气输送，同时来自西太平洋经过南海北上至华西地区出现暖湿水汽输送带，二者在华西地区出现强烈的辐合上升，导致松潘秋雨偏强。

大气对海温的响应有滞后效应，所以用8月的海温进行合成分析。可以发现1861—1910年(图11A)高纬度地区海温均偏高，从而导致极地高压偏弱；南海到太平洋东北部海温以偏高为主，易导致副高偏弱偏南。1991—1960年(图11B)高纬度地区海温均偏低，从而增强极地高压；西北太平洋海温偏低，易导致副高偏强偏北；北太平洋表现为PDO暖位相，该时段太平洋年代际振荡背景的作用比较大。1961—2010年(图11C)北极地区海温偏低，有利于极地高压增强；北太平洋海温偏低，有利于副高偏强；赤道太平洋中东部海温正异常，西部负异常，表现为弱的厄尔尼诺现象，对沃克环流有抑制作用；同时东南亚地区海温负异常，对哈德来环流有抑制作用，有利于中纬度华西地区低层出现上升运动。

图10 松潘秋雨偏强年与偏弱年1 000～300 hPa水汽输送通量(矢量)及其散度(灰度)差值合成图

4 结 论

(1) 松潘9月降水量大、降水日数多、气温高、日照少，表现出明显的华西秋雨特征。松潘树轮宽度的径向生长对当年9月气象要素最为敏感，虽然9月已经是晚材生长期，但是温度仍然较高，所以气象条件可以决定生长期的长短。1961—2010年EDH树轮宽度指数与松潘站秋雨指数的相关系数达通过了信度检验，可以利用树轮宽度指数重建华西秋雨指数。

图11 松潘秋雨偏强年与偏弱年海表温度差值合成图

(2) 利用松潘地区树轮宽度标准年表重建了松潘地区秋雨指数，经检验重建方程稳定可靠。过去150 a松潘秋雨出现3个偏强时段和4个偏弱时段。从突变检验结果来看，近150 a松潘秋雨可以分为3个时期，1861—1910年为显著波动期，1911—1960年为相对平稳期，1961—2010年再次出现显著波动期。通过与Yang等[27]重建的秦岭西部6—9月降水量进行，发现二者有较好的一致性，另外从松潘及其邻近地区的一些灾情记录来看，与本文重建序列有很好的对应关系，说明重建序列比较可靠。

(3) 对松潘秋雨3个时期的环流资料分别进行合成分析，1861—1910年西伯利亚高压偏强，位置偏西偏南，副高总体偏弱偏南，东亚大槽加深，巴伦支海的冷空气经巴尔喀什湖，从西北方向入侵我国，并在华西地区出现辐合，造成松潘秋雨偏强。1911—1960年西伯利亚高压偏弱，副热带高压偏北偏西，从我国南海到华西地区出现暖湿水上输送带，与弱的偏西冷空气在华西大部地区交汇，导致华西大部地区秋雨偏强。1961—2010年西伯利亚高压偏强，副高偏南偏西，从贝加尔湖以东到华西地区有干冷水汽输送，同时来自西太平洋经过南海北上至华西地区出现暖湿水汽输送带，二者在华西地区出现强烈的辐合上升，导致松潘秋雨偏强。

(4) 不同阶段松潘秋雨异常的大气环流背景对前期8月的海温有一定响应，1861—1910年高纬度地区海温均偏高，从而导致极地高压偏弱；南海到太平洋东北部海温以偏高为主，对应副高偏弱偏南。1991—1960年高纬度地区海温均偏低，从而增强极地高压；西北太平洋海温偏低，易导致副高偏强偏北。1961—2010年北极地区海温偏低，有利于极地高压增强；北太平洋海温偏低，有利于副高偏强。