四川盆地夏季降水年际变化的主模态分析

郑然 陈丽娟 李维京 王顺久 马振峰 梁宁 刘嘉慧敏

1 四川省气候中心, 成都 610072

2 南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心, 南京 210044

3 国家气候中心，中国气象局气候研究重点开放实验室，北京 100081

4 青海省海南藏族自治州气象局, 共和 青海 813099

5 陕西省气象台, 西安 721001

1 引言

四川盆地位于中国腹心地带，主要包括四川省中东部和重庆市，也称川渝盆地，是高原大地形与我国中东部平原的过渡区。特殊的地理位置使其同时受热带季风和副热带季风的影响，降水的年际变率较大，在全球气候变暖背景下，该区域夏季旱涝灾害发生的频率趋于增加。四川盆地人口众多，农业较为发达，且地处长江上游地区，其旱涝异常不仅影响盆地区域，所形成的径流多寡对长江中下游地区也有显著影响。因此，深入认识盆地夏季旱涝异常特征、成因及预测信号对提高预测水平、为防灾减灾提供科学决策依据具有重要意义。

季节尺度降水预测的重点在于旱涝的空间分布，因此降水主模态的分析是降水异常研究的基础及关键环节。针对夏季降水异常空间分布，自20世纪70年代以来，大量研究工作将我国东部夏季降水雨带从南至北划分为三类或四类（廖荃荪等, 1981;孙林海等, 2005），并探讨了不同雨带的形成机制及预测信号（黄荣辉等, 2011; 赵俊虎和封国林,2015; 赵俊虎等, 2016; 杨柳等, 2018, 2021; 王欢和李栋梁, 2020）。然而更多的研究主要关注我国东部地区，针对西部地区降水异常型的研究相对较少。四川盆地由于地形特殊，造成降水成因较为复杂，且由降水异常引起的次生灾害影响大，因此有必要开展深入的研究。四川盆地夏季降水主要存在“东西振荡”、“一致分布”和“南北振荡”三种分布型，其中前两个模态的方差贡献较大（马振锋和谭友邦, 2004），盆地西部和盆地东部夏季降水序列分别与我国夏季降水第1类雨型（即多雨带位于我国北方）和第2类雨型（即多雨带位于长江和黄河之间）的分布有关联（白莹莹等, 2014）。

上世纪后半期，川渝盆地降水和水资源量总体减少，东、西部降水变化呈相反趋势（周长艳等,2006; Lu and Ye, 2011）。北半球中高纬乌拉尔山为高压脊、巴尔喀什湖至贝加尔湖之间为低压槽以及亚洲东部为高压脊的“两脊一槽”型，西太平洋副热带高压（简称“西太副高”）偏北、南亚高压西部增强、西风急流轴线偏北是造成盆地西部降水偏多的主要环流形势。而东亚中高纬地区为经向型环流，西太副高偏南、西风急流轴线偏南则有利于盆地东部降水偏多（蒋兴文等, 2007; 周长艳等,2008; 陈权亮等, 2010; 杨小波等, 2014）。季风对盆地降水的影响在东西部也存在差异性，盆西降水异常与高原夏季风有关，盆东降水异常与东亚夏季风和高原夏季风都有关，可能以东亚夏季风为主（白莹莹等, 2011, 2014）。此外，高原及其周边热力作用、大气季节内振荡等均可对盆地降水东西反相模态产生影响（陈忠明等, 2003; 岑思弦等, 2014; 蒋文杰等, 2015）。

针对全区一致型降水，学者多通过旱涝等级指数、区域降水指数或站点降水区域平均等方法（鲍媛媛等, 2007; 李永华等, 2011），将四川盆地降水作为整体进行研究,这可能对典型降水空间型对应的环流背景分析造成一定认识偏差。还有研究表明，四川盆地夏季旱涝与夏季西太副高和南亚高压的南北位置的变化关系密切。二者偏北时，易出现干旱；反之，出现洪涝的可能性较大（李永华, 2010）。此外，青藏高原的热力作用也可通过影响高原上空高度场，导致四川盆地夏季降水的旱涝异常（李跃清, 2003; 李永华等, 2011）。

上述有关四川盆地夏季降水的变化及成因的研究多针对某一个降水模态，缺乏不同降水模态之间的差异对比分析和影响机理研究。在每年的汛期预测业务中，主要多雨带的确定仍存在一定难度，而不同降水异常型的影响系统也可能存在较大差异，厘清这种差异及成因有助于更好地理解降水异常型的可预报性来源和预测信号的传递机制，为进一步提高预测能力做好铺垫。

基于此，本文对四川盆地近40年夏季降水场进行EOF分解，分析主要降水空间型的演变及其对应的环流特征，并分析降水不同空间型的水汽输送状况及外强迫信号源，从而为提高四川盆地夏季降水的精细化预测提供基础。

2 资料与方法

2.1 资料选取

文中所用数据包括：（1）全国气象台站逐月降水资料，通过质量控制，选取四川盆地134个站点，如图1所示，研究时段为1979年到2018年；（2）欧洲中期天气预报中心（ECMWF）的逐月位势高度场、风场等再分析数据（ERA-Interim）（https://apps.ecmwf.int/datasets/data/interim-full-moda/levtype=sfc/ [2021-05-01]），水平分辨率为0.75°×0.75°；（3）英国哈德来（Hadley）中心的逐月海表温度（SST）数据及逐月平均海冰密集度资料（Rayner et al., 2003），水平分辨率为1°×1°。如无特殊说明，气候值均采用1981～2010年的30年平均。

图1 四川盆地134站站点分布Fig. 1 Distribution of 134 stations in the Sichuan Basin

2.2 方法介绍

（1）水汽输送通量：本文通过计算水汽通量来表征水汽输送特征。水汽通量计算方法参考杨柳等（2018），具体如下：

对于单位面积空气柱，总的大气水汽输送通量矢量Q计算公式为

纬向和经向水汽输送通量分别为

边界积分的水汽输送表示为

式中，q为比湿，g为 重力加速度，ps为地面气压，x1、x2和y1、y2为边界的起始、终止经度和纬度。在计算整层水汽输送时，为消除地形对整层水汽输送的影响，垂直积分从地表开始，由于大气中的水汽主要集中于低层，整层水汽输送积分到300 hPa。

（2）文中使用了经验正交函数分解（EOF）、合成、回归及Studentt检验方法。

3 四川盆地夏季降水主模态的时空分布特征及环流型

对盆地1979～2018年夏季（6～8月，以下同）降水进行EOF展开。结果显示EOF1为全区一致型（图2a），方差贡献率为23.91%，结合其标准化后的时间系数PC1（图2c）可以看到，20世纪80年代到90年代，盆地降水经历了一致减少—增多趋势变化，进入21世纪后趋势不明显，但一致偏少出现的概率较大，同时个别年份降水异常的振幅较大，如1998夏季异常偏多和2006年夏季异常偏少。EOF2为降水东西反相型（图2b），方差贡献率为21.29%，接近于EOF1的方差贡献，说明近40年来EOF2的出现频率也是相对较高的。从其标准化后的时间系数PC2（图2d）可以看到，在20世纪80年代有上升趋势，80年代末到21世纪初期，PC2存在明显下降特征，结合降水模态，显示在这段时期内四川盆地西部降水有减少趋势，而东部降水有增多趋势，与周长艳等（2006）的研究结果一致。但是近十几年来，PC2又表现为显著上升特征，即盆地夏季降水西多东少分布的态势又有所加强。结合PC1和PC2的变化特征可知，川渝盆地夏季降水在20世纪80年代多出现东西反相型，在90年代到21世纪初以一致型为主，进入21世纪10年代后又多为东西反相型。前两个模态累计方差为45.2%，远高于其他模态（第三模态开始方差贡献未超过10%），因此选取前两个模态作为四川盆地夏季降水主模态进行分析。分别选取第一、二模态标准化时间系数大于0.8个标准差的年份作为降水主模态异常年份，对于其中重复的年份根据标准化指数的绝对值大小进行划分。从而得到PC1正异常年份有：1980、1983、1984、1987、1998、2007年共6年；PC1负异常年份有：1992、1994、1997、2001、2004、2006、2011年共7年。PC2正 异 常 年 份 有：1981、1988、1990、2010、2013、2018年共6年；PC2负异常年份有：1982、1986、2002、2008、2015、2016年共6年，用于后文分析。

图2 四川盆地1979～2018年夏季降水正交经验函数分解（a）第一模态、（b）第二模态及其对应的时间系数（c）PC1、（d）PC2（柱状图为时间系数，实线为五年滑动平均）Fig. 2 (a) EOF1 and (b) EOF2 modes of the summer rainfall in the Sichuan Basin from 1979 to 2018, and their associated time series (c) PC1 and (d)PC2 (the bars in c and d are the PC1 and PC2, respectively, and the solid line is the PC five-year moving average)

进一步分析四川盆地降水主模态的大尺度环流特征。为突出环流的年际变化，本文将PC减去其一元线性回归值，利用去趋势后的PC1、PC2分别回归同期夏季500 hPa高度场、850 hPa风场及200 hPa纬向风场异常。盆地降水一致偏多模态对应500 hPa高度场的环流异常（图3a）显示，欧亚中纬度地区西高东低，东亚地区从热带至中高纬地区为南高北低型分布。即乌拉尔地区高度场为正距平，蒙古、我国东北到日本一带高度场为负距平，而我国南方到西太平洋上空为显著正距平，此种环流型有利于夏季西太平洋副热带高压（下文简称西太副高）偏强偏西偏南，该特征在PC1正负异常年的588线合成图（图3d）上也可以得到验证。回归的850 hPa风场异常（图3b）与500 hPa高度场一致，高低空为明显的相当正压结构，南海到菲律宾以东为强大的反气旋性环流，我国东北、日本一带为气旋性环流，二者共同作用引导热带西太平洋、南海水汽向四川盆地输送，巴尔喀什湖上空至乌拉尔山地区存在较强的反气旋环流异常，其东侧的偏北风引导北方冷空气沿高原东侧南下，与暖湿气流在四川盆地交汇，造成盆地夏季降水一致偏多。从回归的200 hPa纬向风场异常（图3c）可以看到，夏季东亚副热带西风急流主要位于40°N附近，西风急流轴北侧为东风负异常，南侧为西风异常，对应东亚急流在我国上空位置偏南，有利于四川盆地上空为显著的辐散异常。此外有研究指出，当东亚副热带西风急流异常偏南时，南亚高压偏强，位置偏南偏东，500 hPa等高线经向度加大，冷空气易南下，同时副高偏西偏南（况雪源和张耀存, 2006;杨小波等, 2014），副高外围水汽由南海向盆地输送，这与500 hPa高度场及850 hPa风场的配置一致。降水一致偏少年，环流场异常特征与上述分析完全相反。

图3 PC1回归（a）500 hPa高度场异常（单位：gpm）、（b）850 hPa风场异常（单位：m s−1）、（c）200 hPa纬向风场异常（填色，单位：m s−1）及（d）PC1正（红色）、负（蓝色）异常年5880 gpm线合成（黑色方框为四川盆地所在位置；图a、b、c中填色为回归场通过显著性检验的区域，绝对值大于0.304、0.393分别表示置信水平达到95%和99%，冷、暖色分别表示负、正异常区；图c中的虚线为纬向风速大于25 m s−1和30 m s−1的气候平均态, 图d中黑色实线为气候平均态）Fig. 3 (a) 500 hPa geopotential height anomaly (units: gpm), (b) 850 hPa wind anomaly (units: m s−1), and (c) 200 hPa zonal wind anomaly (unit: m s−1)were regressed upon PC1 and synthesized 5880 gpm (d) based on PC1 positive phase (red line) and negative phase (blue line) (The black box represents the position of the Sichuan Basin; filled areas with absolute values greater than 0.304 and 0.393 represent the 95% and 99% confidence levels, respectively; cold and warm colors represents negative and positive anomaly areas; the line in (c) represents the climate mean of the horizontal wind speeds greater than 25 m s−1 and 30 m s−1; the black line in (d) represents the climate mean of 5880 gpm)

利用去趋势的PC2序列回归环流场，当降水为西多东少时，500 hPa高度场上（图4a）欧亚中高纬存在一条西北—东南走向的“+ − +” 波列，即欧亚大陆次极区高度场为正异常，巴尔喀什湖到贝加尔湖一带高度场为负异常，正负异常中心分别位于巴伦支海和贝加尔湖附近，这种环流形式类似于极地—欧亚遥相关型（POL型）负位相，这与大型斜槽斜脊的环流特征相似（Bueh et al., 2011;He and Black, 2016）。极地遥相关负位相使得整个中纬度欧亚大陆范围内的阻塞高压活动加强，冷空气大范围堆积在斜槽区（Gao et al., 2019）。阻塞形势是北半球中高纬常见的异常环流型（张庆云和陶诗言, 1998），鄂霍次克海、贝加尔湖、乌拉尔山是阻塞高压发生频次较高的地区。从回归的500 hPa高度场异常可以看到，贝加尔湖以西为显著的负异常区，选取（50°～60°N，80°～110°E）代表贝加尔湖区（龚振淞等, 2004），根据PC2正负异常年对相应的500 hPa高度场进行合成（图4d），在PC2正值年，贝加尔湖区高度场为负异常，是槽区；而PC2负值年，贝加尔湖区高度场为正异常，是脊区。PC2与贝加尔湖区高度场指数的相关系数为−0.26，置信水平达到90%。此外，我国东北部到日本一带存在显著正异常中心。回归的850 hPa风场异常（图4b）显示，欧亚中高纬环流异常显著，贝加尔湖到我国北部一带存在强大的气旋性环流异常，加强了日本到我国东北一带的反气旋性环流，该反气旋与南海气旋共同作用，使得较强的偏东及偏东北气流携带西太平洋水汽进入内陆，受云贵高原阻挡作用在高原东侧分为南北两支，四川盆地主要受偏南分支气流的影响，同时青藏高原阻挡作用使得水汽在盆地西部堆积抬升，与贝加尔湖异常气旋性环流引导的沿高原东侧南下的冷空气相结合，产生有效降水。从PC2回归的200 hPa纬向风场上可以看到（图4c），40°～50°N的平均西风为正异常，40°N以南和60°N以北为东风异常，与贝加尔湖区高度场偏低有较好的对应。以上分析显示该降水模态受低纬系统影响较小，而中高纬环流系统的影响占据主导地位。

图4 （a–c）同图3，但为PC2回归结果；（d）PC2高低值年贝加尔湖区500 hPa高度场平均的异常合成值（单位：gpm）Fig. 4 (a–c) Same as Fig.3, but for regressed on PC2; (d) Synthesized 500 hPa geopotential height (units: gpm) anomaly averaged over Baikal area based on PC2 value

4 四川盆地夏季降水主模态的水汽输送差异

以上分析看出，四川盆地夏季降水第一、二模态的环流背景存在显著的差异性。对应降水一致偏多模态，来自低纬的水汽影响较大，其上空对流层低层为南北风切变区，易形成辐合或辐散。而对应东西反相型降水模态，来自低纬的水汽输送减弱，受中高纬环流的影响较大，对流层低层为一致偏南风或偏北风。为更加细致的对比两种主模态的水汽条件，计算了四川盆地1979年至2018年夏季平均的整层水汽输送通量矢量（图5），可见夏季进入四川盆地的水汽主要有三支：第一支是印度西南季风气流经孟加拉湾和中印半岛北上的水汽；第二支是越赤道气流与南亚季风在南海汇合北上进入川渝；第三支是西太平洋水汽沿西太副高外围西南侧的东南季风进入我国陆地，并与南海北上的水汽汇合，从川渝地区东侧边界进入。根据平均水汽输送特征，参照周晓霞等（2008）、李永华（2010）定义水汽通道的方法，有3条影响四川盆地的主要水汽通道：（1）孟加拉湾通道（20°N，85°～100°E），表征来自孟加拉湾向北的水汽输送；（2）南海通道（22.5°N，100°～110°E），表征来自印度洋、中南半岛转向及来自南海的水汽输送；（3）西太平洋通道（25°～35°N，120°E），表征来自南海转向及西太平洋的水汽输送。表1给出了1979～2018年夏季各水汽通道与四川盆地夏季降水PC1和PC2序列的相关系数。三条水汽通道均与第一模态时间系数呈显著正相关，其中南海水汽通道的相关性最高，显著性水平达到99%，表明全区一致降水模态受经向水汽输送的影响更为显著。第二模态时间系数仅与太平洋水汽通道的相关性通过显著性检验，表明东西反相降水模态主要受西太平洋纬向水汽输送的影响。

图5 1979～2018年夏季平均水汽输送通量矢量（单位：kg m−1 s−1），黑色方框为四川盆地所在位置Fig. 5 Average water vapor transport flux vectors in summer from 1979 to 2018 (units: kg m−1 s−1), the black box is the position of the Sichuan Basin

表1 3条水汽通道与四川盆地夏季降水PC1/PC2的相关系数Table 1 Correlation coefficient between water vapor transportation channels and PC1/PC2 of summer rainfall over Sichuan Basin

进一步分析不同模态的水汽收支差异，对四川盆地夏季降水第一、二模态正负异常年各边界水汽异常进行合成。西边界和南边界的水汽通量为正、东边界和北边界的水汽通量为负时，代表水汽通过边界向区域内输送，反之则表示由区域内向外输出。从不同模态的边界水汽收支（图6）可以看到，在一致型模态下，正异常年水汽总体收支为正，负异常年总体收支为负，与降水分布有较好的对应。二者的差异主要在南北边界和东边界，在降水一致偏多年，南北边界都表现为水汽收入，而降水一致偏少年南北边界则均为水汽支出。同时，东边界在正负异常年表现为相反的特征，在降水一致偏多年为支出，偏少年为收入。PC1正位相对应水汽净收入远高于负位相对应的净支出，即降水偏多的异常特征更显著。东西反相模态的边界在正负异常年的合成中表现为完全相反的特征。经向上，与第一模态南北边界同收同支不同，西多东少年经向上均为南风输送，而西少东多年均为北风输送，这与850 hPa风场异常的回归是一致的。在纬向上，西多东少年的东西边界均表现为输出特征，而东多西少年东西边界则均为输入。从水汽量级来看，无论第一模态还是第二模态，盆地降水形成均以经向水汽来源占主导地位，其差异在于全区一致降水偏多/少型为盆地的南北两边界表现同收/同支；而东西反相降水型则表现为一收一支，其中西多东少型为南收北支，而西少东多型为北收南支。

图6 四川盆地夏季降水主模态对应（a，b）PC1、（c，d）PC2（a，c）正（b，d）负异常年各边界水汽收支（单位：kg s−1），红色箭头表示支出，蓝色箭头表示收入Fig. 6 Water vapor budget (units: kg s−1) of the (a, c) positive and (b, d) negative phases of (a, b) PC1 and (c, d) PC2 of the Sichuan Basin’ s summer rainfall pattern (red arrow represent output and blue arrow means input)

5 四川盆地夏季降水主模态的前期外强迫信号

季节尺度大气环流的异常往往受到海温、海冰等外强迫因子变化的影响，因此为进一步认识影响四川盆地降水变化的大气环流异常形成的原因，探讨了外强迫信号的可能作用。首先利用PC1和PC2分别回归前期1～8月的海温距平场。可以看到，全区一致降水偏多模态对应的海温场（图7）在前期冬季赤道东太平洋存在较大范围的显著暖水区，至初春逐渐减弱消失，这与ENSO事件衰减年的海温分布演变一致。即ENSO事件在当年春夏季为发展阶段，秋冬季节达到成熟阶段，到次年春夏季为衰减阶段（Wang, 1995）。根据美国气候预测中心（CPC）对ENSO历史事件的统计，对夏季降水主模态典型异常年份对应的1～8月海温演变进行分析，如表2所示，在降水一致偏多典型异常的6年中，有5年是厄尔尼诺衰减年，占83%，1年为厄尔尼诺持续年。在一致偏少的典型异常7年中，有3年为拉尼娜衰减年，占43%，其余为3年中性年、1年厄尔尼诺发展年。说明降水一致型的海温背景具有非对称性，降水一致偏多年的海温演变特征较为一致，多出现在ENSO事件衰减年或中性年。进一步计算NINO3.4指数与PC1的超前滞后相关（图8），当NINO3.4指数超前10个月的时候，二者相关系数的显著性水平已达到95%，并可维持到超前4个月。在厄尔尼诺衰减年夏季，贝加尔湖附近为反气旋性环流异常，东亚东北部为气旋性环流异常，二者共同作用可引导北方冷空气南下；而菲律宾以东洋面至中南半岛为强大反气旋性环流异常，西太副高偏强、偏南、西伸（孙旭光和杨修群, 2005），引导水汽向盆地输送与冷空气结合产生降水，造成盆地夏季降水偏多。以上结果表明，在年际变化尺度上，ENSO的演变趋势与四川盆地夏季降水一致模态关系密切。

图7 PC1回归1979～2018年前期（a–h）1～8月海温异常（绝对值大于0.304、0.393的填色区域分别表示置信水平达到95%和99%）Fig. 7 SSTA (units: °C) from January to August regressed on PC1 for 1979 to 2018 (Shaded areas with absolute values greater than 0.304 and 0.393 represent the 95% and 99% confidence levels, respectively)

表2 四川盆地夏季降水主模态典型异常年的ENSO特征Table 2 Sea surface temperature anomaly tendency of the Sichuan Basin’s main summer rainfall modes

此外，作为亚洲夏季风各种能量及水汽输送重要源地之一的印度洋地区，从前期冬季开始也存在显著相关区域，其显著相关可一直持续到初夏。印度洋热力异常作为“第二推动力”的海陆热力差异，对印度洋—太平洋海温配置及大气环流具有重要作用，热带印度洋海温异常模态和南印度洋偶极子模态对夏季风及东亚降水有明显影响（陈丽娟等,2013）。选取热带印度洋全区海温（IOBW）指数、热带印度洋偶极子（TIOD）指数、副热带南印度洋偶极子（SIOD）指数分别与PC1进行超前滞后相关（图8）。可以看到，TIOD指数与PC1的相关在超前10个月时置信水平达到95%，此后相关系数随时间增长，到超前7个月达到最大，置信水平达到99%。唐红玉等（2020）研究指出当上一年11月TIOD正位相时，次年夏季环流场上表现为乌山阻高明显、中纬度30°～37°N多低值系统，西太副高偏强、偏南的特征，这与盆地降水一致偏多模态的环流特征一致。而当ENSO和TIOD同时发生，二者通过异常的赤道大气纬向垂直环流联系，使得两事件有显著的相关并相互维持（Li and Mu,2001），当二者同为正位相时，两大洋间的连带关系使得太平洋暖池地区下沉运动加强，进一步对次年长江流域夏季降水产生影响（李琰等, 2007）。热带印度洋常随着厄尔尼诺事件逐渐变暖，并在滞后于厄尔尼诺事件成熟一个季度达到峰值（袁媛,2008）。IOBW指数与PC1的相关在超前7个月时置信水平达到95%，可一直维持到超前一个月，滞后于NINO3.4指数。近年来的研究表明，印度洋海温在ENSO衰减年起重要的“充电器”作用，海温一致增暖（变冷）可通过海气相互作用激发赤道印度洋到西太平洋的异常Walker环流圈，加强（减弱）西太副高的强度，延续ENSO对大气环流和气候异常的影响（Wu and Kirtman, 2004; Xie et al., 2009），从而进一步影响水汽向盆地的输送，造成降水一致偏多（偏少）。南印度洋偶极子与PC1的相关在超前3～5个月时置信水平达到95%。研究指出，SIOD主要出现在冬春季，到夏季可通过影响海洋大陆上空SST异常影响对流活动，进一步影响副高强度，造成来自太平洋的赤道东风水汽输送和印度洋的赤道西风水汽在海洋大陆的辐合辐散，然后进入我国，进而影响夏季降水（杨明珠和丁一汇, 2007）。以上分析表明，低纬海洋的海温异常对四川盆地夏季降水第一模态的年际变化具有一定的指示意义。

图8 PC1与海温指数的时间超前滞后相关（0表示同期，负值表示超前月数，正值表示滞后月数）Fig. 8 Time lead/lag correlation between PC1 and SST indexes (0 represents the same period, negative values represent the number of lead months, and positive values represent the number of lag months

从PC2回归的海温距平场可以看到（图9），在西多东少降水模态下，前期1～4月与海温相关不明显，仅在5月开始在赤道东太平洋地区出现显著负相关，后期显著范围逐渐扩大、强度增强，表现为拉尼娜事件发展的特征。在典型西多东少异常的6年里，有两年为厄尔尼诺衰减到拉尼娜发展特征，占33%，两年中性年，一年拉尼娜衰减年，一年厄尔尼诺衰减年。在东多西少异常的典型6年中，4年为拉尼娜发展年，占67%，其余两年分别为拉尼娜衰减和厄尔尼诺衰减特征。说明东西反相降水模态多出现于ENSO事件发展年，与全区一致型类似，海温异常影响的显著性同样具有不对称性，在东多西少年海温影响的一致性较高。东西反相模态与ENSO事件发展时间接近，印度洋海温异常的相关也是同样的特征，说明其受前期热带海洋的影响较小。有研究指出，四川盆地夏季降水东西反相模态时间系数与前期1月黑潮区和加利福尼亚冷流区存在范围较大的显著正相关（杨佑洪,1997）。由于研究资料的差异，本文在前期海温异常相关场上未见较大范围的显著相关区域。

图9 PC2回归1979～2018年前期（a–h）1～8月海温异常（绝对值大于0.304、0.393的填色区域分别表示置信水平达到95%和99%）Fig. 9 SSTA (units: °C) from January to August regressed on PC2 for 1979 to 2018 (Shaded areas with absolute values greater than 0.304 and 0.393 represent the 95% and 99% confidence levels, respectively)

从上文第二主模态的环流分析可知，中高纬环流的影响更为显著。除海温外，欧亚中高纬大气遥相关可能与北极海冰关系密切（张若楠和武炳义,2011; 王素艳等, 2021），海冰异常可以通过影响下垫面热通量的异常分布进一步影响大气环流。图10给出了PC2高低值年春季北极海冰密集度的差值分布，可以看出在芭芬湾区域海冰明显偏少，选取（51°～53°N，55°～58°W）作为芭芬湾关键区，该区春季海冰密集度区域平均指数与PC2相关系数为−0.28，置信水平达到90%。前期芭芬湾海冰偏少有利于湍流热通量加强，可激发欧亚大陆准定常行星波（Wu et al., 2013），通过热力和动力作用进一步激发夏季欧亚遥相关波列（张若楠等,2018）。以上分析表明，前期春季北极海冰异常对四川盆地夏季降水第二主模态的年际变化具有一定指示意义。

图10 PC2高低值年合成的前期春季海冰密集度差值场（黑色点表示差值场的置信水平达到90%）Fig. 10 Composite differences in Arctic sea ice concentrations in the preceding spring between high and low PC2 years (black dots represent the 90% confidence level)

6 结论与讨论

本文采用1979～2018年四川盆地夏季逐月降水资料及经验正交分解的方法得到了四川盆地夏季降水的主模态，并对不同模态的环流配置和海温海冰异常变化趋势进行了分析，得到如下主要结论：

（1）1979～2018年，四川盆地夏季降水的主模态为一致型和东西反相型，两个模态方差贡献相近，累计解释方差约为45%。盆地夏季降水在20世纪80年代多出现东西反相型，在20世纪90年代到21世纪初以一致型为主，进入21世纪10年代后又以东西反相型占优。

（2）降水一致型模态受低纬环流的影响较大，其上空对流层低层为南北风的辐合或辐散。盆地降水一致偏多模态年夏季，副热带急流轴位置偏南，南亚高压偏强，位置偏南偏东；西太副高偏强偏西偏南；盆地上空为南北风交汇区，巴尔喀什湖上空至乌拉尔山地区上空存在较强的反气旋环流异常，其东侧的偏北风引导北方冷空气沿高原东侧南下，与南海到菲律宾以东强大的反气旋性环流引导的暖湿气流交汇，造成四川盆地夏季降水一致偏多。降水一致偏少年，环流场异常特征与上述分析完全相反。

（3）降水东西反相型模态受中高纬度环流的影响较大，对流层低层为一致偏南风或偏北风。盆地降水西多东少时，欧亚大陆次极区高度场为正异常，巴尔喀什湖到贝加尔湖一带为负异常，类似于极地—欧亚遥相关型（POL型）负位相，贝加尔湖阻塞形势显著；日本岛至我国东北一带的反气旋环流与南海气旋共同作用，使得较强的偏东及偏东北气流携带西太平洋水汽进入内陆，受云贵高原阻挡作用在高原东侧分为南北两支，四川盆地主要受南支气流的影响，同时青藏高原的阻挡作用使得水汽在盆地西部堆积抬升，与贝加尔湖异常气旋性环流引导的沿高原东侧南下的冷空气相结合，产生有效降水。盆地上空为一致偏南气流。盆地降水东多西少时，环流形势相反。

（4）四川盆地主要有三条水汽通道，分别为孟加拉湾通道、南海通道和西太平洋通道。全区一致型降水与三个通道水汽相关均显著，其中南海水汽通道的相关性最高；东西反相型与西太平洋水汽通道关系密切。从盆地各边界水汽收支看，经向水汽量级较大，对降水异常产生重要影响。一致型降水偏多/少年，水汽在区域南北边界表现为同收/同支，而东西反相型降水水汽在南北边界为一收一支，其中西多东少型为南收北支，而西少东多型为北收南支。

（5）盆地夏季降水第一主模态受低纬中东太平洋及印度洋海温异常的影响显著，多发生于ENSO事件衰减年，厄尔尼诺的影响比拉尼娜显著，具有非对称性。第二主模态东西反相型受海冰影响显著。

值得注意的是，本文仅从ENSO循环和海冰覆盖特征的大背景探讨了海温海冰对四川盆地夏季降水主模态的影响。近年来的研究表明，夏季环流特征对东部型、中部型不同ENSO事件的响应是具有明显差异的，积雪也是影响夏季降水的重要因子（陈丽娟等, 2016; Chen et al., 2019），因此外强迫特征对盆地降水的影响机理还需进一步研究，并基于多影响因子建立客观预报模型，都是非常重要的方向并具有业务应用价值。