研究数据来自于美国史密森研究院(Smithsonian Institution)收集、整编的全新世火山喷发年表(http://volcano.si.edu/search_eruption.cfm)。根据世界火山年表的统计, 公元1500— 2000年全球共发生196次可确认的火山爆发指数VEI(volcanic explosivity index)≥ 4的强火山喷发事件, 喷发地点主要位于在环太平洋火山带, 以及地中海、大西洋中脊地区, 且以北半球居多。

参考张富国和张先恭(1994)的方案, 即考虑环流形势与火山喷发物质扩散路径的关系, 可将全球强火山爆发地点划分为8个区域。经统计, 1500— 2000年期间, 除了Ⅷ 区(坦桑尼亚— 布韦岛一带), 其余7个区域均有强火山喷发(图 1)。其中Ⅰ 区 52次, Ⅱ 区 48次, Ⅲ 区27次, Ⅳ 区 15次, Ⅴ 区 39次, Ⅵ 区 8次, Ⅶ 区 7次。

图 1

Fig.1

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	图 1 公元1500— 2000年世界强火山喷发地点及分区图 Ⅰ 区: 印度尼西亚— 菲律宾一带, Ⅱ 区: 堪察加半岛— 琉球群岛一带, Ⅲ 区: 冰岛— 地中海一带, Ⅳ 区: 阿拉斯加— 圣弗兰西斯科一带, Ⅴ 区: 墨西哥— 秘鲁一带, Ⅵ 区: 阿根廷一带, Ⅶ : 瓦努阿图— 新西兰一带Fig.1 Location and zoning map of large volcanic eruptions during AD 1500-2000

过去500年印度尼西亚— 菲律宾一带(图1, Ⅰ 区)是强火山喷发次数最多的区域, 共有52次, 所占比例超过同期全球强火山事件总量的四分之一(图2)。涉及 32座火山, 火山位置主要在印度尼西亚、巴布亚新几内亚、菲律宾及其附近海域, 属低纬度地区, 范围为104.3~155.2° E, 9° S~24.6° N。该区域地处环太平洋火山带, 是火山最为密集的地区之一, 并且常有较大规模的强火山事件发生。与同样位处中国邻域的Ⅱ 区相比, Ⅰ 区的火山爆发规模更大, 有4次VEI为6的喷发和1次VEI为7的喷发。位于印度尼西亚的Tambora火山于1812年开始喷发, 1815年活动最为剧烈, 其VEI等级达到7, 是至今为止有记录的爆发指数最高的火山事件, 造成的死亡人数超过9万人。1991年的Pinatubo火山爆发同样延续多年, 并造成了大规模影响。强火山喷发后大量火山气溶胶进入平流层, 可在全球较大范围内以较快速度扩散。由于Ⅰ 区火山喷发次数最多、规模最大, 且位于中国邻域, 因此首先选择该区域的强火山喷发作为外强迫因子, 分析强火山喷发信号是否可以在中国中东部的旱涝序列中被识别出来, 该区的火山喷发是如何影响中国中东部的旱涝格局的, 并选择1815年的Tambora火山喷发事件进行案例分析。

图 2

Fig.2

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	图 2 公元1500— 2000年印度尼西亚— 菲律宾的强火山喷发次数Fig.2 Statistics of large volcanic eruptions in Indonesia-Philippines during AD 1500-2000

中国过去500年的旱涝资料来自于中国气象局出版的《中国近五百年旱涝分布图集》(后文简称《图集》), 该资料由史料辑录和现代观测记录入手, 将有关资料换算成旱涝等级值。《图集》覆盖的时间范围是1470— 1979年, 此后张德二等又先后发表 2篇论文, 分别补充了1980— 1992年、1993— 2000年的旱涝等级数据(张德二和刘传志, 1993; 张德二等, 2003)。据此, 建立了公元1470— 2000年中国120个站点的旱涝等级序列。旱涝等级值采用5个等级表示各地的降水情况: 1级为涝, 2级为偏涝, 3级为正常, 4级为偏旱, 5级为旱; 等级划定的标准视参考的资料而定。为了减少记录缺失带来的影响, 作者选择在整个记录时段旱涝等级值序列完整度不低于80%的站点作为研究的代表站点, 并且考虑站点在空间分布上尽可能均匀分布, 最终保留45个代表站点的旱涝等级序列。

为便于分析旱涝分布的空间集聚特征, 将45个代表站点进行区域划分, 划分标准依据中国主要的旱涝空间型的分布特征及区域范围。王绍武和赵宗慈(1979)通过对近500年旱涝史料的正交经验函数分析, 得到中国典型旱涝空间型, 基本概括了中国的降水空间分布特点:

1a型: 全国偏涝, 重点在长江流域;

1b型: 长江流域偏涝, 华南、华北各有1个干旱带;

2型: 华南多雨, 华北少雨;

3型: 长江流域少雨, 华南、华北各有1个雨带;

4型: 华南少雨, 华北多雨;

5型: 全国偏旱。

根据旱涝典型空间型所指示的主要雨带, 可以进一步分为华北地区、长江流域、华南地区3个典型区域。按图3个区域的范围, 将45个代表站点进行分区归类, 其中华北地区有22个站点, 长江流域有17个站点, 华南地区有6个站点(图 3)。

图 3

Fig.3

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	图 3 公元1500— 2000年中国中东部地区旱涝代表站点分布及分区 底图来源:1:100万全国基础地理数据库(http://www.webmap.cn)Fig.3 Distribution and zoning of drought-flood typical sites in central and eastern China during AD 1500-2000

在此基础上, 分别计算1500— 2000年华北地区、长江流域和华南地区3个典型区域代表站点每年旱涝等级值的均值, 作为各个典型区域当年的旱涝等级值。3个区域分别以各自过去500年的旱涝等级值的平均值为基准, 计算每1年的距平值, 以此得到3个地区的旱涝等级距平序列(图 4)。

图 4

Fig.4

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	图 4 公元1500— 2000年中国三大典型区域旱涝等级距平值序列Fig.4 Anomaly sequence of drought-flood value in three typical regions of China during AD 1500-2000

在研究印度尼西亚— 菲律宾区域强火山喷发的同时, 作者选择1815年VEI为7的Tambora火山喷发为案例, 探讨极强火山喷发后中国旱涝的空间分布特点。此部分除了以《图集》为旱涝资料外, 还摘录中国气候学家张德二主编的《中国三千年气象记录总集》(张德二, 1994)中的气象记录作为补充资料。《中国三千年气象记录总集》收集了自甲骨文字以来3000年间各种有关气象的文字记载, 包括地方志、纪传体史籍等, 其中以清代最为详实。体例为编年体, 空间分辨率可到现今县级行政单位, 可为重建旱涝空间型提供细节信息。

研究采用火山气候学常用的方法— — 时序叠加分析法(super epoch analysis)。时序的分解实质上是设法去掉趋势主部, 保留随机项; 在获得时序数据的随机项之后, 时序分析提出了各种模型假设, 分析随机项的当前值与过去值、后序值之间的结构关系。时序叠加分析法可以将在背景噪音下难以察觉到的火山信号分离出来, 过滤掉其他自然外强迫因子(尤其是ENSO)的干扰, 从而体现火山活动对气候的影响。该方法首先要确定火山喷发的关键年, 然后将时间序列划分为以关键年为中心的子序列, 并重新定义关键年前后的年份数值; 而后, 对这些子序列进行叠加和平均, 并作统计检验。由此, 与火山喷发关键年相对应的气候效应显现出来, 而噪声则被抵消(李晓东等, 1993; Breitenmoser et al., 2011)。文中时序叠加分析研究分为3部分内容。

1)将发生在印度尼西亚— 菲律宾一带的火山喷发事件第0年作为叠加分析的“ 关键年” , 分别计算关键年及其后第1、2、3年各个站点旱涝等级值的平均值, 与关键年前5年平均旱涝值进行差值比较, 若差值大于0, 则说明火山喷发后该站点变旱, 若差值小于0则变涝; 同时分别将关键年及其后第1、2、3年的旱涝等级值序列与关键年前5年的旱涝等级值序列进行关联样本wilcoxon符号秩检验, 如若通过检验, 则说明火山对此站点旱涝的影响显著。

世界火山年表记录了每次火山喷发的具体起止日期, 但存在记录缺失和不确定的情况。考虑到中国大部分地区属季风性气候, 降水基本集中在夏季, 同时, 火山喷发后硫酸盐气溶胶一般在3~6个月内形成并在平流层内扩散至全球, 因此在讨论强火山喷发对中国旱涝分布的0~3年年际影响时, 根据喷发时间不同, “ 第0年” (即关键年)的界定标准也有所不同。对于1— 9月份发生或者无法考证具体日期的火山事件, 喷发后第0年从喷发当年算起;

对于10— 12月份发生的火山事件, 按照气溶胶的形成规律, 其产生的气候效应可能发生在次年, 因此喷发后第0年则从喷发次年算起; 火山喷发时间超过1年的, 一般情况下只考虑喷发第1年的气候效应。若历史资料明确表明最大喷发年份不是第0年的, 则以历史记录的最大喷发年作为第0年, 如1812年开始喷发的Tambora火山, 最大喷发年份为1815年, 则第0年按1815年计算。

2)根据华北地区、长江流域和华南地区3个区域的旱涝等级序列, 分别计算印度尼西亚— 菲律宾一带强火山喷发事件前后5年, 3个典型区域每一年的旱涝等级值平均值, 并做标准化处理, 以柱形图表示差值大小变化, 由此可以比较印度尼西亚— 菲律宾一带强火山喷发前5年至喷发后5年中国3个地区的旱涝等级值的变化差异。

3)计算印度西尼亚— 菲律宾一带强火山喷发后0~3年3个典型区域旱涝等级值与过去500年旱涝平均值之间的差值, 根据差值大小确定当年相对于长期平均状态的旱涝属性, 以此确定中国的旱涝空间型, 分析不同强火山喷发后中国旱涝空间型的差异。

据统计(表1), 1500— 2000年印度尼西亚— 菲律宾一带共有52次强火山喷发, 涉及32座火山。就百年尺度来看, 16世纪有4次喷发, 17世纪有9次, 18世纪有4次喷发, 19世纪有13次, 20世纪有22次。按照研究方法中对关键年的定义, 1500— 2000年该区火山喷发共有45个关键年。

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 印度尼西亚— 菲律宾一带强火山喷发后中国中东部站点旱涝变化情况统计 Table1 Statistics for changes in drought and flood at sites in central and eastern China after large volcanic eruptions in Indonesia-Philippines 喷发区域 喷发次数 关键年数 喷发后偏旱/涝站点个数(旱/涝) 变幅较大的站点 第0年 第1年 第2年 第3年 Ⅰ 区 52 45 17/27 15/30 14/31 31/14 洛阳、临汾、安康、西安、汉中、杭州等

表 1 印度尼西亚— 菲律宾一带强火山喷发后中国中东部站点旱涝变化情况统计 Table1 Statistics for changes in drought and flood at sites in central and eastern China after large volcanic eruptions in Indonesia-Philippines

火山喷发关键年(第0年), 45个站点中偏涝的站点有27个, 偏旱的有17个(表1), 1个站点差值为0。偏涝的站点集中在华北地区和长江流域, 偏旱的站点集中在长江流域和华南地区(图5-a)。分地区来看, 华北地区22个站点中有17个站点偏涝, 其中太原、临汾、邯郸和菏泽的旱涝等级值差值绝对值大于0.2, 临沂、榆林、延安和西安的差值绝对值大于0.1; 4个站点偏旱, 但变化幅度较小, 差值均未超过0.1。长江流域17个站点中有10个站点偏涝, 其中杭州偏涝幅度最大, 已通过置信度为95%的关联样本显著性检验, 即关键年前后变化显著; 阜阳、宁波和武汉的旱涝等级值差值绝对值也大于0.2; 7个变旱的站点中, 安庆、金华、上饶和江陵的旱涝等级值差值超过0.1, 其余站点变化幅度不大; 华南地区的6个站点均变旱, 且前后差值基本都在0.1以上, 其中郴州的差值超过了0.3, 但在关联样本检验中, 关键年前后旱涝程度的差异却并不显著。

图 5

Fig.5

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	图 5 印度尼西亚— 菲律宾一带强火山喷发后第0— 3年中国中东部地区各站点旱涝变化情况 底图来源:1︰100万全国基础地理数据库(http://www.webmap.cn)Fig.5 Changes in the drought-flood grade of the various sites in central and eastern China in the three years after volcanic eruptions in Indonesia-Philippines

火山喷发后第1年, 45个站点中有30个偏涝, 15个偏旱, 偏涝的占多数, 并且同第0年一样, 主要集中在华北地区和长江流域(表1, 图5-b)。华北地区20个站点偏涝, 其中临汾和西安明显变涝, 通过置信度为95%的关联样本显著性检验, 两站点附近的洛阳、安康、汉中和太原旱涝等级值差值绝对值也在0.2以上; 2个站点偏旱, 但变化幅度均较小。长江流域变旱和变涝的站点数量基本相当, 17个站点中有9个站点偏旱, 其中安庆、黄山和金华的旱涝等级值差值在0.2以上; 8个变涝的站点中, 上饶变化幅度相比其余站点较大。6个华南地区站点中, 吉安和赣州变涝, 差值绝对值大于0.1; 4个变旱的站点中, 郴州和桂林的变化幅度较大, 尤其郴州的差值超过0.2, 梧州和南宁的变化幅度很小。

火山喷发后第2年, 所有站点中31个站点偏涝, 14个偏旱, 偏涝仍然占多数(表1, 图5-c)。华北地区22个站点中16个偏涝, 其中洛阳的旱涝等级值差值绝对值超过0.4, 通过置信度为95%的关联样本显著性检验; 太原、邯郸、榆林、西安和郧县的旱涝等级值差值也在-0.2左右; 6个偏旱的站点中, 变化幅度较大的是北京、唐山和莱阳, 但其差值仅在0.1左右。

长江流域17个站点中, 有10个站点偏涝, 其中杭州的变化幅度最大, 旱涝等级值差值绝对值超过0.3; 阜阳的差值绝对值在0.1以上; 7个站点偏旱的站点中, 合肥的旱涝等级值差值超过0.2, 扬州、江陵和苏州的差值在0.1左右, 其余变化很小。华南地区仅梧州偏旱, 且偏旱的幅度极小; 偏涝的站点中, 郴州的旱涝等级值差值绝对值将近0.2, 其余的差值绝对值未大于0.1。

喷发后第3年, 各站点的旱涝形势出现了与前几年不同的变化, 45个站点中31个站点偏旱, 偏涝的站点仅零星分布在华北地区和长江流域(表1, 图5-d)。华北地区有14个站点偏旱, 汉中的变化通过置信度为95%的关联样本显著性检验, 明显变旱; 德州、西安和安康的旱涝等级值差值在0.2以上, 临汾、菏泽和洛阳的差值也超过了0.1; 偏涝的8个站点除北京外变化幅度均较小。长江流域地区, 17个站点中有11个站点偏旱, 其中合肥的旱涝等级值差值为0.28, 金华、江陵和岳阳的差值超过0.1, 但是其余站点的变化幅度并不大; 变涝的6个站点中, 苏州、上海、上饶和长沙的差值绝对值均大于0.1。华南地区所有站点均变旱, 其中吉安和桂林的变化幅度较大, 其余站点变化较小。

总的来看, 1500— 2000年印度尼西亚— 菲律宾一带的强火山喷发后第0— 3年大部分年份偏涝站点个数是多于偏旱站点的, 在第0— 2年偏涝站点越来越多, 在第3年突然反转为偏旱站点更多。在所有站点中, 变幅最大的站点集中分布于华北地区西南部, 即洛阳、临汾、安康、西安和汉中, 并且这些站点的年际变化趋势具有同向性, 即火山爆发后第0年至第2年偏涝或向涝的方向逐渐转变, 第3年骤然转旱。这与整个华北地区乃至全国的总体变化趋势是一致的。其中, 西安和临汾在第1年通过了置信度为95%的关联样本显著性检验, 洛阳和汉中则分别在第2年、第3年通过置信度为95%的关联样本显著性检验, 说明印度尼西亚— 菲律宾一带的强火山喷发对华北地区西南部的旱涝影响比较显著。此外, 长江流域的杭州也是对该区火山喷发比较敏感的站点。

图 6展示的是中国华北、长江流域、华南三大典型区域在印度尼西亚— 菲律宾一带强火山活动前后 5年旱涝等级值时序叠加分析结果。数据已做 z-score 标准化处理, 即每一年的数值表示该年旱涝等级值与前后 5年整体旱涝等级值均值之间相差的标准差个数。印度尼西亚— 菲律宾一带强火山喷发后一段时间内, 三大典型区域的旱涝变化并不完全相同。喷发前5年, 华北和长江流域地区在小幅度偏旱的趋势中上下波动, 华南地区则以偏涝为主, 喷发后华北、华南地区分别出现了由旱转涝、由涝转旱的变化, 其中华北地区在喷发后第1年、华南地区在喷发第0年通过了95%置信水平检验。火山喷发对这2个区域的影响大概持续了2~3年, 随后2个区域均恢复了喷发前的旱涝趋势。相比之下, 长江流域在火山喷发前后尤其第0— 3年内, 没有出现明显的变化。总的来说, 强火山喷发后, 中国各区域尤其是华北地区和华南地区可检测出较为明显的变化信号, 且变化趋势多数与喷发前的旱涝特征相反, 有急转现象出现。

图 6

Fig.6

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	图 6 强火山喷发后三大典型区域旱涝等级值时序叠加分析结果 a— 华北地区; b— 长江流域; c— 华南地区Fig.6 Superposed epoch analysis results of the drought-flood grade sequences of three typical regions after large volcanic eruptions in Indonesia-Philippines

前文主要从时空变化的角度, 着重分析了强火山喷发前后中国旱涝的变化情况, 即喷发后与喷发前相比是旱还是涝。而事实上, 尽管有些地区在喷发后比喷发前明显偏旱或涝, 但旱或涝的程度与长时段的平均状态相比, 可能也并不属于严重的旱涝现象。为了解决这个问题, 作者计算了印度尼西亚— 菲律宾一带强火山喷发后第0— 3年每一年中国3个区域旱涝等级距平值的平均值, 并做均值比较分析, 以此来定义3个区域相对于1500— 2000年平均状况的旱涝属性, 并确定各区强火山喷发后中国每年的旱涝空间型(表 2)。

表 2

Table2

表 2(Table2)

表 2 印度尼西亚— 菲律宾一带强火山喷发后3个典型区域的旱涝距平平均值及所对应的中国旱涝空间型 Table2 Average drought-flood grade anomalies of three typical regions after large volcanic eruptions in Indonesia-Philippines and the corresponding spatial drought-flood pattern in China 时间 旱涝距平平均值 旱涝空间型 华北地区 长江流域地区 华南地区 第0年 -0.041* 0.033 0.196* * 4(华北多雨, 华南少雨) 第1年 -0.098* 0.091* 0.130* 4(华北多雨, 华南少雨) 第2年 -0.026* 0.045 -0.054* 3(华北华南多雨, 长江流域偏旱) 第3年 0.141* 0.120* 0.038 5(全国性的偏旱) 注: 旱涝距平平均值大于0表示相对于整体水平偏旱, 小于0表示相对于整体水平偏涝; * 表示与时序叠加分析的旱涝趋势一致, * * 表示在一致的基础上还在均值比较分析中通过了置信度为90%的显著性检验; 旱涝空间型是参照王绍武和赵宗慈(1979)对中国6种主要旱涝空间型的定义确定。

表 2 印度尼西亚— 菲律宾一带强火山喷发后3个典型区域的旱涝距平平均值及所对应的中国旱涝空间型 Table2 Average drought-flood grade anomalies of three typical regions after large volcanic eruptions in Indonesia-Philippines and the corresponding spatial drought-flood pattern in China

结合前文内容来看, 印度尼西亚— 菲律宾强火山喷发后大部分年份相对于整体水平的旱涝属性与时序叠加的结果相一致, 尤其是华北地区。但是在均值比较分析中, 没有出现可通过置信度为95%的显著性检验的情况, 仅有第0年的华南地区旱涝变化通过置信度为90%的显著性检验。这说明强火山活动所引起的旱涝变化信号虽然可在1500— 2000年的整体变化中被识别, 但不够明显。

在以往的研究中, 基于历史文献的统计研究与数值模拟的结果存在较大分歧。对于中国地区, 数值模拟的结果大多显示火山喷发会引起中国东部降水的减少, 甚至可能导致干旱事件(卓志红, 2015; Peng et al., 2010)。而利用历史文献的统计研究所得到的结论则更为复杂, 同时显示了降水空间格局的细节变化。早在20世纪90年代, 张富国和张先恭进行火山与降水的关系研究时就考虑了火山位置这一影响因素, 将全球强火山爆发地点分为8个区域(文中也采用相同的分区方案)。分析显示, 印尼— 菲律宾区上半年强火山爆发后当年和次年中国夏季易出现南旱北涝, 这和文中的研究结果是一致的(张富国和张先恭, 1994)。李靖分析了近500年全球不同纬度区的火山喷发对中国旱涝的影响, 结果表明在北半球低纬度的火山喷发后的第0年至第3年, 中国东部地区出现过3种降水空间型: 南旱北涝、全国少雨和南北涝长江旱(李靖, 2005)。这与文中对降水空间型的分析是一致的, 但各降水型出现的先后顺序有所差别。刘永强等(1993)将强火山活动分为低纬和中高纬2种类型, 指出低纬火山爆发当年, 华北及华南降水就可能出现较大的负距平, 而长江流域降水在次年可能明显偏多, 这与文中华北多雨、华南少雨的空间格局存在一定差异。

1815年4月5日, 印度尼西亚松巴哇岛的Tambora火山(8.25° S, 118° E)发生强烈喷发, 大面积的火山爆发直到当年7月中旬才停止, 规模之大以至于全球多地气候有所响应(王默存, 2005), 如欧洲暴雨成灾、北美洲出现严寒等。中国多地出现了低温现象, 如嘉庆二十至二十二年云南低温导致农作物大幅歉收(杨煜达等, 2005), 黄渤海海水低温使得喜冷的黄海鲱旺发(李玉尚, 2009)等。对于中国旱涝的变化, 从Tambora火山喷发后0~3年间(1815— 1818年)中国旱涝事件的记录中来看, 大部分年份涝事件的记录要远远多于旱事件的记录(图7)。

图 7

Fig.7

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	图 7 印度尼西亚1815年Tambora火山喷发后第0— 3年中国中东部地区旱涝事件发生地分布 底图来源:1:100万全国基础地理数据库(http://www.webmap.cn) (数据来源于张德二, 1994: 《中国三千年气象记录总集》)Fig.7 Distribution map of central and eastern China's drought and flood events in the three years after the eruption of the Tambora Volcano in 1815 in Indonesia(data source: A collection of meteorological records for the past 3000 years in China by Zhang, 1994)

1815年Tambora火山喷发当年, 中国降水增多、洪涝事件分布的范围较广: 山西南部多地出现多雨, 如平陆县和永济县都出现了“ 八月阴雨连绵四旬” ^① (① 光绪《平陆县续志》卷下杂志; 光绪《虞乡县志》卷十一艺文。)的情况; 河南和山东也有多地在夏季发生“ 大水” “ 霖雨” ^② (② 同治《滑县志》卷十一祥异; 嘉庆《密县志》卷十五祥异; 光绪《峄县志》卷十五灾祥; 民国《德县志》卷二纪事; 道光《长清县志》卷十六祥异。); 长江流域以北的安徽、江苏等地也多有洪涝事件发生, 扬州和高邮“ 秋大水” ^③ (③ 同治《续纂扬州府志》卷二十四祥异; 道光《续增高邮州志》第六册灾祥。), 巢湖、和县、怀远和南陵等地均有“ 大(雨)水” ^④ (④ 道光《巢县志》卷十七祥异; 光绪《直隶和州志》卷三十七祥异; 嘉庆《怀远县志》卷九五行; 民国《南陵县志》卷四十八祥异。)的记录; 此外, 较少有记录的四川地区也在这一年出现了多起洪涝事件, 广汉、彭山和犍为在夏季有“ 河水泛涨” ^⑤ (⑤ 嘉庆《汉州志》卷四艺文。)或者“ 大水” ^⑥ (⑥ 民国《彭山纪年》正编; 民国二十六年《犍为县志》卷八杂志。)的事件发生。相比之下, 发生旱事件的地点较为分散, 多分布在东南沿海或者内陆地区。浙江和福建境内有多起旱事件, 其中福建干旱程度更大, 晋江夏季“ 大旱三个月” ^⑦ (⑦ 道光《晋江县志》卷七十四祥异。), 长乐“ 春夏不雨, 早稻绝收” ^⑧ (⑧ 同治《长乐县志》卷二祥异。)。总体来说, 1815年中国华北、长江流域北部以涝事件居多, 华南尤其是东南沿海多发生旱事件(图7-a)。

1816年, 中国北涝南旱的格局更加明显(图7-b)。河南、山东交界地区频发涝事件, 山东枣庄“ 春霖雨, 自正月至于六月” ^⑨ (⑨光绪《峄县志》卷十五灾祥。), 河南密县同样“ 春夏霪雨” ^⑩ (⑩ 嘉庆《密县志》卷十五祥异。), 此外新泰、章丘、浚县和郏县等多地均有明确的夏季“ 大水” “ 大雨” ^⑪ (⑪ 瑏瑡光绪增刻乾隆《新泰县志》卷七灾祥; 道光《章邱县志》卷一灾祥; 光绪《续浚县志》卷三祥异; 同治《郏县志》卷十杂事。)记录, 甚至造成严重的涝灾, 使“ 麦尽黑朽不能食” ^⑫(⑫ 瑏瑢同治《郏县志》卷十杂事。)。长江中游地区湖南、湖北和江西交界处也是涝事件的集中地, 其中湖南涝事件多发生在春夏之交, 如平江、湘乡、耒阳和新宁等地均是“ (夏)四月大(雨)水” ^⑬(⑬ 瑏瑣同治《平江县志》卷五十祥异; 嘉庆《湘乡县志》卷十祥异; 道光《耒阳县志》卷二十二祥异; 道光《新宁县志》卷三十一祥异。); 江西涝事件也以春夏居多, 多有“ 春大水” “ 五月大水” ^⑭(⑭ 瑏瑤同治《崇仁县志》卷十祥异; 嘉庆《彭泽县志》卷十五祥异; 道光《高安县志》卷二十二祥异。)的记录; 而湖北多数记录没有明确的季节信息, 大冶、汉川、鄂州和仙桃等地仅有“ 大水” ^⑮(⑮ 同治《大冶县志》卷八祥异; 道光《汉川县志》祥; 光绪《武昌县志》卷十祥异; 光绪《沔阳州志》卷一祥异。)字样描述。这一年旱事件的发生出现了较为明显的集中现象, 基本分布在长江流域以南以及华南地区, 湖南、江西和浙江最多(图7-b), 且多在夏秋季节发生。

1817年, 旱涝事件的分布地出现了反转, 最明显的在于旱事件集中分布在华北地区(图7-c)。河北多地出现了严重的旱情, 灵寿“ 正月至十月不雨” ^⑯(⑯ 同治《灵寿县志》卷三灾祥。), 涿鹿、东光和平山等地“ 大旱” 或者“ 夏旱” ^⑰(⑰ 道光《保安州志》卷一祥异; 光绪《东光县志》卷十一祥异; 咸丰《平山县志》卷一灾祥。), 阳原、固安、深县和武强等地“ 秋旱” ^⑱(⑱ 同治《西宁新志》卷一灾祥; 咸丰《固安县志》卷八艺文; 道光《深州直隶州志》卷末銻祥; 道光《武强县志重修》卷十銻祥。); 山西多地也有“ 旱” 或者“ 夏秋旱” ^⑲(⑲ 光绪《清源乡志》卷十六祥异; 光绪《广灵县志》卷一方域; 同治《阳城县志》卷十八灾祥; 光绪《沁水县志》卷十祥异。)的记录。除了华北地区旱情较为严重, 云南也有多地有旱情记录, 而其他旱事件的发生地零星地分布在长江流域以北或者华南地区。涝事件主要发生在安徽、江苏一带和广西、广东一带(图7-c), 其中安徽和广西的涝情多发生在夏季; 江苏的涝情发生时间稍晚, 以夏秋之交居多, 吴江甚至“ 秋冬之交大雨连旬” ^⑳(⑳ 道光《分湖小识》卷六灾祥。); 广东则在农历五月和八月分别有较大范围的涝情发生。

1818年旱事件发生地仍和上一年一样, 多集中在北方地区, 但数量明显减少(图7-d)。河北新乐“ 被旱成灾” ^① (①光绪《重修新乐县志》卷四赈恤。), 定兴和正定等地“ 大旱” ^② (② 光绪《定兴县志》卷十九大事; 光绪《正定县志》卷八灾祥。)。江苏也有多地发生旱情, 但是程度较轻, 记录多为“ 小旱” ^③ (③ 同治《续纂江宁府志》卷十大事记; 光绪《续纂句容县志》卷十九祥异。)。涝事件发生地分布范围较大(图7-d), 其中河南北部的获嘉、武陟和修武等地在夏季均有“ 河决” ^④ (④ 民国《获嘉县志》卷十七祥异; 道光《武陟县志》卷十二祥异; 道光《修武县志》卷四祥异。)的现象; 湖南多地在春夏之交发生涝情, 道县甚至“ 阴雨连绵, 自正月至于五月” ^⑤ (⑤ 光绪《道州志》卷十二祥异。); 广东的高要和封开在夏季有“ 大水” ^⑥ (⑥ 宣统《高要县志》卷二十五纪事; 道光《封川县志》卷十前事。)发生, 新会、开平和恩平则在秋季出现“ 大雨” ^⑦ (⑦ 道光《新会县志》卷十四祥异; 道光《开平县志》卷八事纪; 道光《恩平县志》卷三编年。), 但涝情较轻, 只是造成“ 低田歉收” ^⑧ (⑧ 道光《开平县志》卷八事纪。), 而地势较高的田地却因雨水充足而“ 丰熟” ^⑨ (⑨ 道光《开平县志》卷八事纪; 道光《恩平县志》卷三编年。); 云南在这一年多地出现“ 大水” ^⑩ (⑩ 瑏瑡道光《寻甸州志》卷二十六祥异; 光绪《腾越厅志稿》卷一祥异; 嘉庆《楚雄县志》卷一祥异。), 而正是由于雨水充沛, 改善了持续多年的因低温造成农作物歉收的情况, 多地出现“ 大有年” ^⑪(⑪ 道光《寻甸州志》卷二十六祥异;光绪《腾越厅志稿》卷一祥异;嘉庆《楚雄县志》卷一祥异。)记录。

总的来说, 1815年Tambora火山喷发后第0— 3年, 每一年涝事件发生的范围均较大, 但集中区域有所不同, 1815和1816年主要分布在长江流域及其以北地区, 1817年则是长江流域及其以南地区, 而1818年分布最广。相对而言, 旱事件的发生范围较小, 1815和1818年较为分散, 1816和1817年则较为集中; 1815和1816年主要分布在华南地区, 而1817和1818年则以北方居多。就旱涝事件的数量来说, 在喷发后这几年中, 1816年涝情最严重, 1817年旱情最严重。