周秀華 肖子牛

1 廣西壯族自治區(qū)氣候中心，南寧530022

2 中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數值模擬國家重點實驗室，北京100029

1 引言

我國西南周邊地區(qū)近年來出現了連續(xù)干旱的極端事件，主要有2005年春季云南異常干旱，2006年夏季川渝地區(qū)特大干旱，以及2009年秋至2010年春以云南、貴州為中心的5個省份的旱災（黃榮輝等，2012），造成了難以估量的損失，備受人們關注。其中從2009年秋季至2010年春季我國西南地區(qū)發(fā)生的嚴重干旱，無論持續(xù)時間和發(fā)生區(qū)域或降水減少程度都是近 50年來所罕見的，一些專家學者從不同角度對該事件做出了分析（宋潔等，2011；黃榮輝等，2012；錢維宏和張宗婕，2012）。該區(qū)域氣候多變，近年發(fā)生的持續(xù)性干旱，其中的影響因素很多，物理機制也較復雜，值得我們深入探討研究。

該地區(qū)降水量時空分布變化很大，降水空間分布不均，并有明顯的干濕季之分，雨季降水量約占全年的 85%以上，干季僅占 15%左右（段旭等，2000）?？梢娤募竞颓锛窘邓谡麄€西南地區(qū)的年降水中占有重要比例，夏、秋兩季降水的變化直接影響到全年降水的變化形勢。劉麗等（2011）的研究結果指出，云南省的年總降水量和強降水事件的發(fā)生分布均具有明顯的年代際變化特征，而 20世紀 70年代至 90年代初期為強降水事件的稀發(fā)時期。近 60年以來，我國西南地區(qū)年平均降水呈現明顯減少趨勢，其中秋季降水距平線性減少12%，秋季降水和年平均降水趨勢均呈現顯著減少（李聰等，2012）。

我國西南周邊地區(qū)地處低緯高原，受到東亞季風和南亞季風的共同影響，是兩支季風的交匯區(qū)，也是季風變異的敏感區(qū)，因此其氣候受季風活動影響明顯。季風活動存在多時間尺度的變化特征，是氣候系統多要素相互作用的結果。很多研究指出亞洲季風存在減弱的趨勢（Wang，2001），東亞季風的減弱造成了中國南澇北旱的格局（王會軍和范可，2013；丁一匯等，2013）。從 20世紀 70年代中期開始，東亞夏季風和冬季風呈減弱趨勢，齊冬梅等（2012）分析認為，東亞夏季風減弱是西南地區(qū)年降水減少的一個重要影響原因。另有研究發(fā)現云南地區(qū)降水與南亞季風的關系比東亞季風更緊密（Li et al, 2014）。云南等西南地區(qū)秋冬春連旱偏多的原因之一可能與孟加拉灣季風結束偏早有關（李聰等，2012）。也有很多研究針對西南地區(qū)降水的年代際變化特征的相關背景做出了研究（陶云等，2003；陸曼云等，1987；李永華等，2012；楊輝等，2012），認為在少雨時期和多雨時期，高低空大氣環(huán)流有差異較明顯的分布型態(tài)，包括高低空急流、南亞高壓位置、孟加拉灣南支槽活動等系統均有體現。

那么西南周邊地區(qū)這種連年干旱的發(fā)生是偶然的極端事件，是年際變化振蕩，還是更長的年代或年代際以上的變化趨勢？這是一個有重要現實意義的科學問題。前人對我國西南周邊地區(qū)降水特征已經開展了較多研究，并分析了影響降水的大氣環(huán)流背景。但是，上述研究中缺少合理描述影響研究區(qū)域夏、秋季節(jié)降水的季風活動的指標，另外特別針對影響降水年代際大氣環(huán)流異常探究較少，尤其是秋季的情形。本文著重分析西南周邊地區(qū)夏、秋季節(jié)降水的變化特征，將從季風活動、環(huán)流場背景等方面探討降水變化的可能影響機制。西南區(qū)域氣候變化直接關系到區(qū)域經濟可持續(xù)發(fā)展、水資源利用、環(huán)境變化、人民生活等一系列重大問題。因此，開展西南周邊地區(qū)降水變化特征的分析，特別是該區(qū)域濕潤季節(jié)的變化趨勢分析有著重要的科學意義，對我們的防災減災工作提供信息。

2 資料和方法

在本文中，降水觀測數據包括云南省 124站1961～2009年觀測資料，以及來自CRU（Climatic Research Unit）1901～2009 年高分辨率（0.5°×0.5°）全球格點月平均地面數據集 CRU_TS_3.10（Harris et al., 2014）。與其他類似資料相比，CRU資料在其重建過程中包括了嚴格的時間均一性檢驗，空間分辨率更高，時間尺度更長，已經被廣泛用于全球氣候變化的科學研究中（Folland et al., 2001; Jones et al., 2001）。風場資料采用 NCEP/NCAR（National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research）的1960～2009年逐月的再分析資料（2.5°×2.5°）（Kalnay et al., 1996）。

我們選擇西南周邊地區(qū)（10°～30°N，90°～115°E）作為研究區(qū)域。采用的主要統計方法有相關分析，合成分析，Morlet小波分析，滑動平均處理，利用最小二乘法計算線性趨勢等。

3 我國西南周邊地區(qū)降水的變化特征

3.1 四季降水時空變化特征

圖1給出了西南周邊地區(qū)降水量分布及其季節(jié)演變圖，可以看到該區(qū)域降水量呈現出明顯的空間分布不均特征。春季大值中心位于云南西側的高原南麓和華南區(qū)域，達到400 mm，而云南等區(qū)域的降水量較??；夏季沿孟加拉灣東岸的中南半島西部降水量最多，超過 1800 mm的范圍形成明顯的雨帶，而西南地區(qū)及其以南的中南半島中部仍然是相對的降水量小值區(qū)；秋季降水量由半島東南西三面沿海地帶向北遞減，沿海地帶降水量達到400 mm以上；冬季整個區(qū)域進入干旱季節(jié)，只在中南半島東部沿岸及我國華南有少量降水?？傮w上，從西南周邊地區(qū)的降水量的氣候分布圖可以看到，各個季節(jié)東南西三面沿海地帶降水量多于內陸，東西兩側沿海地區(qū)降水量較大，夏季至冬季降水量分布大值區(qū)從西向東推移，我國西南地區(qū)處于降水量相對小值區(qū)。這一分布特征的形成和其地形有關，也和季風活動有關。一般認為，西南地區(qū)東面的區(qū)域是受到東亞季風的控制，其西面恰好是受到南亞季風的影響。

從云南省內124站實測降水、云南地區(qū)（20°～30°N，97°～107°E）及整個西南周邊地區(qū)（10°～30°N，90°～115°E）CRU全年累積降水量的逐年演變曲線可以看到（圖2），云南地區(qū)和西南周邊地區(qū)兩個區(qū)域全年降水量的年際變化特征具有較高一致性，旱澇年份都有很好的對應，而且兩個區(qū)域四個季節(jié)降水量序列也體現同樣的關系（圖略）。這體現了它們的降水性質相似，影響因素相近。因此，本文通過進一步分析研究區(qū)域的降水時間變化特征，試圖找出近年來我國西南地區(qū)連續(xù)干旱的可能原因。

近 50年來西南周邊地區(qū)不同季節(jié)降水量的變化特征在圖3中給出。從其原始序列可以看到（圖3a、3c、3e、3g），各季節(jié)降水量除了存在各自的年際變化特征外，還存在明顯的年代際振蕩特征，尤其是春、夏、秋三個季節(jié)。從九點滑動平均處理后的曲線（紅色實線）可知，春季降水量在 20世紀70年代至80年代初，該區(qū)域降水量處于異常多的時期，之后直到 20世紀末為降水量負異常時期，進入 21世紀主要呈現另一個多雨時期。夏季降水從1975年之后進入降水量偏少時期，1995年后又回復到降水量正距平。而秋季降水從 1990年之后進入降水量偏少時期。值得注意的是，2005年以后，夏、秋季降水同時呈現降水負異常。事實上 1960年至今，在我國西南地區(qū)夏季降水量線性趨勢-170.4 mm (100 a)-1，秋季降水量線性趨勢-62.5 mm (100 a)-1（圖略），均呈現減少趨勢。

圖3b、3d、3f和3h給出了累積降水量異常的逐年演變曲線，更明顯的呈現出各季節(jié)降水量發(fā)生了多次轉折，存在多個年代際振蕩的相位，曲線的拐點的位置表示多雨期和少雨期交替出現的時間。例如夏季在 1975年的極大值說明在該年之后降水量開始出現負距平，并能一直持續(xù)到下一個極小值點 1993年。另外，春季和冬季的累積距平基本保持負值，不同的是春季降水量正負振蕩相比冬季較多。春季降水量累計距平曲線在20世紀70年代中期以及 90年代末以后呈上升趨勢，冬季降水量累計距平則從20世紀80年代末開始一直上升，這表明降水量在相應時段具有較明顯的增加趨勢，而冬季降水量 1990之前的極小值點可以初步識別為突變點。同時期對比夏季和秋季，累積降水量距平曲線基本是相反的走勢。

綜上所述，西南周邊地區(qū)不同季節(jié)的降水量有明顯的年際、年代際變化差異，但更為主要的是季節(jié)降水量在過去 50年各時段的變化趨勢是不相同的，我國西南地區(qū)夏、秋累積降水量呈現顯著減少趨勢。西南周邊地區(qū)降水量的年際變化圖（圖3）顯示，夏季降水量在 2000年以后處于一個降水減少時期，同時秋季降水在 2000年以后仍處于一個降水量負異常階段。

3.2 夏、秋季及其累積降水特征和周期分析

由于受到季風活動的影響，西南周邊地區(qū)的降水具有明顯的干、濕季節(jié)分別。如果考察其四季的降水量，可以看到，西南周邊地區(qū)春、夏、秋、冬季降水量分別占全年降水總量的 20%、51%、25%和4%。夏、秋兩季降水量最多，合占總量的75%以上，由此本文將夏季和秋季定為該區(qū)域的濕季節(jié)，重點對此季節(jié)的降水特征作進一步解析。為方便對該地區(qū)濕季降水量做出有效可信的周期分析，我們選取時間跨度更長的 CRU歷史數據做出Morlet小波分析，圖4給出的是降水量標準化序列及其對應的小波系數模的平方分布。

圖1 1901～2009年西南周邊地區(qū)（a）春、（b）夏、（c）秋、（d）冬季季節(jié)平均降水量（單位：mm）分布Fig. 1 Spatial structure of mean precipitation during 1901–2009 (units: mm): (a) March–April–May (MAM); (b) June–July–August (JJA); (c)September–October–November (SON); (d) December–February–January (DFJ)

圖2 1961～2009年降水量標準化序列。藍色為云南省臺站降水量，綠色為云南地區(qū)（20°～30°N，97°～107°E）的CRU降水量，紅色為西南周邊地區(qū)（10°～30°N，90°～115°E）的 CRU 降水量Fig. 2 Standardized series of annual precipitation during 1961–2009. Blue histograms stand for stations observations over Yunnan Province, green histograms are CRU (Climatic Research Unit) precipitation over Yunnan region (20°–30°N, 97°–107°E), and blue histograms represent CRU precipitation over surrounding regions of Southwest China (10°–30°N, 90°–115°E)

圖3 1960～2009年標準化降水量序列（左列；紅色線為9年滑動平均曲線，藍色線為線性趨勢線，黑虛線為±1參考線）及其累積距平（右列）：（a、b）春；（c、d）夏；（e、f）秋；（g、h）冬Fig. 3 Time series of standardized precipitation (left; the red lines represent nine-year running average, the blue lines are linear trend, the black dashed lines are ±1 reference) and their departure accumulation (right) during 1961–2009: (a, b) MAM; (c, d) JJA; (e, f) SON; (g, h) DFJ

夏季、秋季以及兩季累積降水量普遍存在3～4年的年際變化周期，另外它們各自年代際尺度以上的周期也十分顯著。其中，夏季降水量在 1910～1930年期間存在準10年的周期，但該周期信號在此后基本減弱消失。近100年普遍存在顯著的25～30年的周期，結合其時間序列分析，2005之后將進入該周期的負位相時期，其影響下的夏季進入降水量偏少時期（圖4a、4b）。秋季降水量為顯著的35年（1915～1990年）和準10年（1940～1980年）周期，其中自 1990年以后該季節(jié)降水量一直處于35年周期的負位相，同樣是近年來秋季降水量為負距平的原因之一（圖4c、4d）。我們將夏、秋季降水量累加（圖4e、4f），得到其顯著周期為30年和5～10年周期，再結合其時間序列分析，2000年之后也將進入 30年周期的負位相時期，意味著西南周邊地區(qū)的濕季降水量將迎來一個偏少的時期，可能是近年來西南地區(qū)連年干旱的重要原因。這對今后這一地區(qū)降水變化的趨勢預估具有極為重要的意義。

圖4 1901～2009年標準化降水量異常序列（左列）及其Morlet小波功率譜分析（右列）：（a、b）夏季；（c、d）秋季；（e、f）夏、秋季累積。在小波分析圖中（右列），縱坐標是時間尺度，等值線是小波變換系數模的平方，陰影區(qū)域為去噪聲后通過了90%信度檢驗的區(qū)域，錐形曲線以外的點狀區(qū)域為受“頭部影響”的邊界Fig. 4 Time series of standardized precipitation anomalies (left) and their power spectrum analysis of the Morlet wavelet (right) during 1901–2009: (a, b) JJA;(c, d) SON; (e, f) accumulation of JJA and SON. In wavelet analysis, the y-axis is the time scale, and the contour is the modulus square of the wavelet transform coefficients.The shaded areas (right) have passed the 90% confidence level, eliminating the noise of power spectrum, the dotted line areas represent the cone of influence

4 季風活動對西南干旱年的影響

由于研究區(qū)域地處亞洲季風區(qū)，西南周邊地區(qū)同時受南亞季風和東亞季風的影響，夏季風的活動強度必然影響著該區(qū)域的實際降水量。很多研究指出我國云南初夏5月降水量與孟加拉灣季風有密切關系（晏紅明等，2003；鄭建萌和段旭，2005；陳艷等，2006）。也有研究（李聰等，2012）指出孟加拉灣季風結束偏早使得云南干季降水量減少。而馬鋒波等（2009）認為南海季風強度指數強弱對于云南年降水量的影響大于南亞季風強度指數，另外云南年降水量與亞洲季風指數相關性存在明顯的年代際振蕩變化。Wang and Lin（2002）的研究還發(fā)現，亞洲地區(qū)在南亞季風區(qū)和西太平洋季風區(qū)之間，即中南半島和云貴高原一帶，還存在著一個過渡區(qū)，在該過渡區(qū)內季風降水量的變化與其他幾個季風區(qū)的不同。Lü et al.（2006）提出亞洲夏季風最先在中南半島南端及其毗鄰的安達曼海爆發(fā)（平均在5月2候），并且該區(qū)域的季風活動強弱能對西南周邊地區(qū)整個雨季降水有持續(xù)的影響作用。因此，在本節(jié)我們考察西南周邊地區(qū)降水量與中南半島季風活動的關系。采用該區(qū)域的季風指數來代表中南半島季風的強度，季風指數的表征參考Webster and Yang（1992）的定義，計算區(qū)域中南半島南端及其毗鄰的安達曼海域（10°～15°N，90°～110°E）的850 hPa和200 hPa平均緯向風的差。

考察發(fā)現，研究區(qū)域秋季降水量序列與所取秋季季風指數相關性，相比夏季的降水量與夏季指數好，特別是與 10月份的季風指數相關系數很高。如圖5所示，整個秋季降水量與10月季風指數相關系數為 0.34，10月降水量與 10月季風指數達0.47，均通過了 95%的信度檢驗。9～11月是夏季風逐漸南撤時期，一般認為，該區(qū)域的夏季風結束于 10月，該月平均季風指數大小是此時夏季風強度以及季風結束時間早晚的重要表征之一。同時注意到，大約從1990年開始，10月份季風強度指數序列顯示該區(qū)域夏季風進入偏弱的歷史時期，可能原因是夏季風的年代際減弱變化趨勢或者是夏季風結束偏早，而這個減弱時期與秋季降水量年代際變化負位相時期恰好吻合，由此我們認為，季風活動的減弱是影響研究區(qū)域濕季降水量的重要原因。

由該區(qū)域（10°～15°N，90°～110°E ）逐候的高低空緯向風切變季風指數，進一步得到季風活動日期序列。我們參考了前人的工作（李聰等，2012；晏紅明等，2003，2013），將季風開始日期監(jiān)控期定為4、5月，即18～30候，結束日期監(jiān)控期為10、11月，即54～66候。以0 m s-1為臨界指數，季風指數持續(xù)2候超過臨界指數的第一候確定為中南半島季風開始候，持續(xù)2候小于臨界指數并且200 hPa轉為東風的第一候確定為季風結束候，兩者之間所經歷的時間為季風持續(xù)時間。如此得到中南半島季風爆發(fā)的平均日期在第 25候，撤退的平均日期在第63候（圖略），與前人研究結果相近（Lü et al.，2006；柳艷菊和丁一匯，2007）。結果表明季風開始日期與研究區(qū)域春季降水量、季風結束日期與秋季降水量、季風持續(xù)日期與濕季降水量均有顯著的相關關系，部分結果在圖6中給出。

分析發(fā)現西南周邊地區(qū)秋季降水量多少與中南半島季風結束早晚有一定的對應關系。圖6a為1960～2009年西南周邊地區(qū)秋季降水量距平和中南半島季風結束候的變化。可以看到，1979、1993、1994、1998、2004、2009年，這些季風結束均偏晚3候以上的年份秋季降水量偏少；相反，中南半島季風結束偏晚的大部分年份則秋季降水量偏多，例如 1972、1973、1983、1989、1996、1999、2008年。1960～2009年西南周邊地區(qū)秋季降水量距平和中南半島季風結束時間變化的相關達0.39。我們觀察圖6b發(fā)現，季風持續(xù)時間偏短年份，秋季降水量往往偏少，而且，季風持續(xù)時間偏長時秋季降水量偏多。這種關系與上述圖6a的情況相比更好，特別在季風偏強年的對應關系。這就說明在亞洲夏季風逐漸減弱撤退的季節(jié)，西南周邊地區(qū)的降水量多寡不僅受季風結束時間的影響，同時也和季風爆發(fā)的早晚有一定關系，其中 10月降水量與季風開始候序列相關達-0.46（圖略）。上述圖6b呈現的相關關系本身存在著年代際的轉變，在20世紀70年代以后兩者關系更為密切。另外考察發(fā)現季風持續(xù)時間長短與夏、秋季累積降水量以及全年降水量都有顯著的相關性（信度水平為99%）（圖6c、6d）。當季風持續(xù) 42候以上的年份，西南周邊地區(qū)濕季降水量和全年降水量出現偏多或者正常，當季風持續(xù)不足 34候時，濕季降水量和全年降水量容易出現偏少。一般認為，在季風偏弱的年份不僅爆發(fā)偏晚同時結束偏早，造成季風持續(xù)時間也較短，反之亦然（李聰等，2012），所以會呈現以上有關的對應關系。由以上分析可以得到結論，西南周邊地區(qū)濕季降水量和季風活動密切相關，尤其與季風的結束有直接的聯系。

圖5 1960～2009年10月季風指數與（a）秋季降水量異常、（b）10月降水量異常標準化序列Fig. 5 Time series of standardized monsoon index in October and precipitation anomalies in (a) SON and (b) October during 1960–2009

圖6 1960～2009年（a）秋季降水量異常與季風結束日期距平（單位：候）、（b）秋季降水量異常與季風持續(xù)時間（單位：候）、（c）季風持續(xù)時間（單位：候）與夏、秋季累積降水量異常、（d）季風持續(xù)時間（單位：候）與全年降水量異常的標準化序列Fig. 6 Standardized time series of (a) anomalous monsoon ending date (units: pentads) and precipitation anomalies in SON, (b) monsoon lasting time (units:pentad) and precipitation anomalies in SON, (c) monsoon lasting time (units: pentad) and accumulative precipitation anomalies in JJA and SON, (d) monsoon lasting time (units: pentad) and annual precipitation anomalies during 1960–2009

5 環(huán)流場年代際異常合成分析

降水量的異常往往與同期的大氣環(huán)流異常相聯系，本節(jié)我們從年代際環(huán)流異常的角度出發(fā)，分析濕季降水量和大氣環(huán)流異常之間的統計關系。根據圖3c中西南周邊地區(qū)降水量序列所體現的年代際振蕩特征，截取夏季的多雨時期為 1960～1974年、1991～2005年，少雨時期為1975～1990年、2006～2009年，分別做出異常風場的合成（相對1960～2009平均風場）。700 hPa上多雨時期（圖7a）在我國東部區(qū)域出現一致的異常偏南風，蒙古一帶為異常氣旋性環(huán)流。在西南周邊地區(qū)，該時期呈現西風異常，利于來自孟加拉灣水汽的輸送，是該區(qū)域夏季風偏強的體現。少雨時期均與之相反，蒙古地區(qū)為異常反氣旋性環(huán)流，孟加拉灣越赤道氣流以及西南氣流偏弱（圖7b）。200 hPa上，多雨時期在我國南部和歐洲東部呈現大范圍氣旋性異常環(huán)流，少雨時期則為反氣旋性異常環(huán)流（圖7c、7d）。

圖8將以上兩者做差值并做顯著性檢驗（施能等，2004），700 hPa的差值場表明少雨時期的形成與當地夏季風的年代際偏弱有關。該季節(jié)氣候平均的南亞高壓中心位于（25°N，90°E）附近的青藏高原南麓（圖略），少雨時期200 hPa出現的顯著反氣旋性異常可能與南亞高壓中心東西振蕩有關，該時期對應的是高壓中心偏東并略有偏北（圖8b）。有研究表明，當南亞高壓中心位置偏東時，包括西南地區(qū)在內的我國南方都出現降水量偏少（Wei et al.，2014）。當南亞高壓位置北抬時往往伴隨東伸的趨勢，有利于出現西南地區(qū)夏季降水量偏少的環(huán)流形勢，它的偏北程度與西南地區(qū)降水量成負相關（陸曼云等，1987；李永華等，2012）。

圖7 夏季多雨時期（左列）與少雨時期（右列）的（a、b）700 hPa、（c、d）200 hPa平均風場異常（單位：m s-1）。圖中字母A表示反氣旋，C表示氣旋Fig. 7 Composite wind anomalies (units: m s-1) at (a, b) 700 hPa and (c, d) 200 hPa for flood (left) and drought (right) periods in JJA. The “A” stands for anticyclone, and the “C” stands for cyclone.

同樣根據圖3e中西南周邊地區(qū)降水量序列合成秋季的多雨時期 1960～1967年和 1983～1992年，少雨時期1968～1982年和1993～2009年的風場異常。700 hPa上多雨時期（圖9a）在我國東部區(qū)域出現異常的偏南風，孟加拉灣和西南周邊地區(qū)為較強的西南風異常。少雨時期均與之相反（圖9b），在孟加拉灣、中南半島和云貴高原有異常偏東風，這表明來自孟加拉灣暖濕氣流偏弱，造成冷暖空氣難以在西南地區(qū)交匯（黃榮輝等，2012）。另外多雨時期200 hPa上，青藏高原上空為氣旋性異常環(huán)流，東西兩側則為反氣旋性異常環(huán)流，“中東—青藏高原—東亞”一線，形成“反氣旋—氣旋—反氣旋”異常環(huán)流場擾動型態(tài)，少雨時期的擾動波型位相相反（圖9c、9d）。楊輝等（2012）在分析云南省冬季降水異常時得到相似擾動型態(tài)。這種擾動結構可能體現了亞洲副熱帶西風急流的活動強弱對孟加拉灣南支槽的影響，當急流加強時，準靜止波能量從中東到東亞傳播，可引起青藏高原—

孟加拉灣低壓槽的加深（紀立人等，2008）。而急流減弱時，對應著青藏高原附近為反氣旋環(huán)流異常（圖9d）。

圖8 夏季少雨時期與多雨時期的風場差值（單位：m s-1）及其F統計量檢驗：（a）700 hPa；（b）200 hPa。淺灰陰影和深灰陰影分別為通過了95%和99%的信度檢驗區(qū)域Fig. 8 Differences of winds (units: m s-1) between flood and drought periods in JJA with the F test at (a) 700 hPa and (b) 200 hPa. The light and dark shaded areas have passed the test at the 95% and 99% confidence level, respectively

圖9 秋季多雨時期（左列）與少雨時期（右列）的平均風場異常（單位：m s-1）：（a、b）700 hPa；（c、d）200 hPaFig. 9 Composite winds anomaly (units: m s-1) at (a, b) 700 hPa and (c, d) 200 hPa for flood (left) and drought (right) periods in SON

另外注意到圖10差值場中，中南半島區(qū)域高層（200 hPa）和低層（700 hPa）相反方向的異常東西風，體現出偏弱的緯向季風環(huán)流，這與上一節(jié)中季風指數的分析對應，即秋季降水量偏少與該區(qū)域季風活動偏弱關系密切。由夏半年進入冬半年，南亞高壓中心的趨暖性使得整個高壓環(huán)流系統從高原上空往東南方向撤退，中心到達較暖的西北太平洋上空。200 hPa秋季氣候平均的東風區(qū)域處于15°N以南（圖略），多雨時期該區(qū)域為異常東風，或意味著南亞高壓此時期能維持較長時間，撤退偏晚。少雨時期與之差異顯著，我國南海上空呈現西風異常（圖10b），南亞高壓中心較早撤退到海洋上。再者對比以上分析，造成夏季少雨和秋季少雨的200 hPa環(huán)流結構異常有較大不同。影響夏季降水量的主要環(huán)流異常為南亞高壓中心位置的東西振蕩，秋季則是副熱帶西風急流傳導的異常波型以及南亞高壓撤退的特征。

為了進一步從更大的范圍來觀察圖8b和圖10b中呈現的環(huán)流分布型，我們給出圖11。在夏季（圖11a），位于亞洲急流軸北側 50°N 附近，有一條異常環(huán)流的波型，從格陵蘭島南部一直延伸至阿拉斯加上空。圖8b歐洲東部上空的反氣旋性環(huán)流異常是此波型的一部分。同時發(fā)現，在急流軸南側的30°N附近也存在另一條波型，從我國上空延伸至東太平洋。而在秋季亞洲上空急流增強，波型擾動的分布更加緊湊（圖11b）。位于急流軸北側，從大西洋東北部一直延伸至廣泛的西伯利亞地區(qū)，在急流軸南側的波型，從北非西部發(fā)展延伸至北太平洋，圖10b發(fā)現的“中東—青藏高原—東亞”一線擾動型態(tài)是它的中間部分。

圖10 同圖8，但為秋季Fig. 10 Same as Fig. 8, but for SON

圖11 少雨時期與多雨時期的200 hPa風場差值（黑色線）及緯向風速等值線（紅色線）：（a）夏季；（b）秋季。緯向風只給出了風速大于或等于15 m s-1的等值線Fig. 11 Differences of winds (streamlines) between flood and drought periods (black lines) and zonal winds (red lines) at 200 hPa: (a) JJA; (b) SON. Zonal winds more than 15 m s-1 are given

類似上述這種繞球尺度的波型已得到許多學者的關注（Ding and Wang，2005；Huang et al.，2011）。與前人研究情況有所不同的是，我們所得到的波型是從降水年代際異常的條件下所得，因此結果也與前人有所差異。波型的分布位置并不與亞洲急流中心吻合，而是位于急流軸的兩側，沿著急流兩側不對稱分布。一方面，夏季北側波型比南側波型分布更規(guī)律，秋季南側波型比北側波型擾動中心分布更密集。另一方面，北側的波型波長隨季節(jié)變化不大，南側波型隨著秋季急流增強，擾動波長變小。再者，夏、秋兩季相比，夏季波型發(fā)展延伸得更遠，可能與夏季急流中心分布狹長，風速相對較緩有關。

Watanabe（2004）的研究認為，冬季位于歐洲—大西洋的NAO信號首先在亞洲急流入口的渦度源處集中，隨后通過急流波導東傳至東亞和北太平洋。另有研究發(fā)現，南亞季風區(qū)北部的對流活動激發(fā)了 Rossby波的響應，對東北大西洋至東亞上空的波型有加強作用（Ding and Wang，2007）。而本文給出的波型也明顯開始于東北大西洋—歐洲一帶區(qū)域（圖11），進一步追溯其源頭，可能與極地附近的異常反氣旋環(huán)流有關。可見由急流引導的對流層高層擾動波型對西南周邊地區(qū)氣候乃至亞洲氣候都帶來一定影響。

6 結論

利用云南省124站觀測資料及CRU高分辨率的降水觀測數據，分析了我國西南周邊地區(qū)的降水量時空變化特征。并進一步對該地區(qū)夏、秋季節(jié)降水量的周期以及降水量與季風活動的關系、旱澇時期環(huán)流背景做出分析，以探討其年代際變化的可能影響機制。本文研究得到以下主要結論：

（1）我國西南周邊地區(qū)的降水量空間分布隨季節(jié)演變，總體來看，中南半島東部西部沿海地區(qū)降水量較大，而我國西南地區(qū)處于降水量相對小值區(qū)。各季節(jié)區(qū)域平均降水量序列具有明顯的年際變化以及年代際振蕩特征，呈現各自的正負相位特征時期。

（2）西南周邊地區(qū)的降水具有明顯的干、濕季節(jié)分別。夏、秋兩季累積降水量約占全年的75%，為該區(qū)域主要的濕潤季節(jié)。小波分析得出其年代際尺度以上的主要周期，夏季降水量為 25～30年周期，秋季降水量為35年和準10年周期，夏、秋累積降水量為30年周期。2005年之后，夏季降水量進入 25～30年周期的負位相時期，同時秋季降水量仍處于 35年周期的負位相，兩者相配合意味著西南周邊地區(qū)的濕季降水量將迎來一個偏少的時期，可能是近年來西南地區(qū)連續(xù)干旱的重要原因。

（3）通過考察該區(qū)域季風指數與降水量序列的相關性，發(fā)現秋季降水量和季風活動密切相關，尤其與季風的結束有直接的聯系，表現為該區(qū)域 10月季風指數與秋季降水量相關性很強。從 1990年開始，該月的夏季風進入偏弱的歷史時期，這個減弱時期與秋季降水量年代際變化負位相時期恰好吻合。另外，季風開始日期與研究區(qū)域春季降水量、季風結束日期與秋季降水量、季風持續(xù)日期與濕季降水量均有顯著的相關關系。因此，季風活動的減弱是影響研究區(qū)域濕季降水量的重要原因。

（4）夏季秋季少雨時期與多雨時期環(huán)流場存在顯著差異。在 700 hPa，夏季和秋季的少雨時期均在我國東部地區(qū)呈現異常偏北風，中南半島為異常偏東風，這是夏季風相對弱的體現，或與夏季風活動的開始、持續(xù)、結束時間有關。造成夏季少雨和秋季少雨的200 hPa環(huán)流結構異常有較大不同，夏季少雨時期我國上空呈現顯著的反氣旋性異常環(huán)流，而秋季少雨時期高原上呈現顯著的反氣旋性異常環(huán)流，其兩側為氣旋性異常環(huán)流，“中東—青藏高原—東亞”一線形成“氣旋—反氣旋—氣旋”異常環(huán)流場擾動型態(tài)。

（References）

陳艷, 丁一匯, 肖子牛, 等. 2006. 水汽輸送對云南夏季風爆發(fā)及初夏降水異常的影響 [J]. 大氣科學, 30 (1): 25–37. Chen Yan, Ding Yihui,Xiao Ziniu, et al. 2006. The impact of water vapor transport on the summer monsoon onset and abnormal rainfall over Yunnan Province in May [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 30 (1):25–37.

Ding Q H, Wang B. 2005. Circumglobal teleconnection in the Northern Hemisphere summer [J]. J. Climate, 18 (17): 3483–3505.

Ding Q H, Wang B. 2007. Intraseasonal teleconnection between the summer Eurasian wave train and the Indian monsoon [J]. J. Climate, 20 (15):3751–3767.

丁一匯, 孫穎, 劉蕓蕓, 等. 2013. 亞洲夏季風的年際和年代際變化及其未來預測 [J]. 大氣科學, 37 (2): 253–280, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.2012.12302. Ding Yihui, Sun Ying, Liu Yunyun, et al. 2013.Interdecadal and interannual variabilities of the Asian summer monsoon and its projection of future change [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 37 (2): 253–280, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.

段旭, 尤衛(wèi)紅, 鄭建萌. 2000. 云南旱澇特征 [J]. 高原氣象, 19 (1):84–90. Duan Xu, You Weihong, Zheng Jianmeng. 2000. The drought and flood feature in Yunnan [J]. Plateau Meteorology (in Chinese), 19 (1):84–90.

Folland C K, Rayner N A, Brown S J, et al. 2001. Global temperature change and its uncertainties since 1861 [J]. Geophys. Res. Lett., 28 (13):2621–2624.

Harris I, Jones P D, Osborn T J, et al. 2014. Updated high-resolution grids of monthly climatic observations—The CRU TS3.10 dataset [J].International Journal of Climatology, 34 (3): 623–642, doi:10.1002/joc.3711.

Huang G, Liu Y, Huang R H. 2011. The interannual variability of summer rainfall in the arid and semiarid regions of northern China and its association with the Northern Hemisphere circumglobal teleconnection[J]. Advances in Atmospheric Sciences, 28 (2): 257–268.

黃榮輝, 劉永, 王林, 等. 2012. 2009年秋至2010年春我國西南地區(qū)嚴重干旱的成因分析 [J]. 大氣科學, 36 (3): 443–457. Huang Ronghui,Liu Yong, Wang Lin, et al. 2012. Analyses of the causes of severe drought occurring in Southwest China from the fall of 2009 to the spring of 2010[J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 36 (3):443–457.

紀立人, 布和朝魯, 施寧, 等. 2008. 2008年初我國南方雨雪低溫天氣的中期過程分析——Ⅲ: 青藏高原—孟加拉灣氣壓槽 [J]. 氣候與環(huán)境研究, 13 (4): 446–458. Ji Liren, Bueh Cholaw, Shi Ning, et al. 2008.On the medium-range process of the rainy, snowy and cold weather of South China in early 2008. Part III: Pressure trough over the Tibetan Plateau/Bay of Bengal [J]. Climatic and Environmental Research (in Chinese) 13 (4): 446–458.

Jones P D, Osborn T J, Briffa K R. 2001. The evolution of climate over the last millennium [J]. Science, 292 (5517): 662–667.

Kalnay E, Kanamitsu M, Kistler R, et al. 1996. The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project [J]. Bull. Amer. Meteor. Soc., 77 (3): 437–471.

李聰, 肖子牛, 張曉玲. 2012. 近60年中國不同區(qū)域降水的氣候變化特征 [J]. 氣象, 38 (4): 419–424. Li Cong, Xiao Ziniu, Zhang Xiaoling.2012. Climatic characteristics of precipitation in various regions of China for the past 60 years [J]. Meteorological Monthly (in Chinese), 38 (4):419–424.

Li Y G, He D M, Hu J M, et al. 2014. Variability of extreme precipitation over Yunnan Province, China 1960–2012 [J]. International Journal of Climatology, doi:10.1002/joc.3977.

李永華, 青吉銘, 李強, 等. 2012. 夏季南亞高壓的年 (代) 際變化特征及其對西南地區(qū)東部旱澇的影響 [J]. 西南大學學報 (自然科學版),34 (9): 71–81. Li Yonghua, Qing Jiming, Li Qiang, et al. 2012.Inter-annual and inter-decadal variations of South Asian high in summer and its influences on flood/drought over western Southwest China [J].Journal of Southwest University (Natural Science Edition) (in Chinese),34 (9): 71–81.

劉麗, 曹杰, 何大明, 等. 2011. 中國低緯高原汛期強降水事件的年代際變化及其成因研究 [J]. 大氣科學, 35 (3): 435–443. Liu Li, Cao Jie,He Daming, et al. 2011. The interdecadal variability of heavy rainfall events in flood season over low-latitude highlands of China and associated causes [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 35 (3): 435–443.

柳艷菊, 丁一匯. 2007. 亞洲夏季風爆發(fā)的基本氣候特征分析 [J]. 氣象學報, 65 (4): 511–526. Liu Yanju, Ding Yihui. 2007. Analysis of the basic features of the onset of Asian summer monsoon [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 65 (4): 511–526.

陸曼云, 朱復成, 黃偉青. 1987. 100 hPa南亞高壓特征向量及其與我國夏季降水關系 [J]. 熱帶氣象學報, 3 (1): 42–49. Lu Manyun, Zhu Fucheng, Huang Weiqing. 1987. Eigenvectors of 100 hPa southern Asia high and its relationship with summer rainfall in China [J]. Journal of Tropical Meteorology (in Chinese), 3 (1): 42–49.

Lü J M, Zhang Q Y, Tao S Y, et al. 2006. The onset and advance of the Asian summer monsoon [J]. Chinese Science Bulletin, 51 (1): 80–88.

馬鋒波, 肖子牛, 李聰. 2009. 云南年降水與亞洲季風活動的關系 [J].科技信息, 16 (2): 591, 588. Ma Fengbo, Xiao Ziniu, Li Cong. 2009.Relationship between annual rainfall over Yunnan and the Asian monsoon activities [J]. Science & Technology Information (in Chinese), 16 (2): 591,588.

齊冬梅, 周長艷, 李躍清, 等. 2012. 西南區(qū)域氣候變化原因分析 [J].高原山地氣象研究, 32 (1): 35–42. Qi Dongmei, Zhou Changyan, Li Yueqing, et al. 2012. Cause analysis of climate changes in Southwest China [J]. Plateau and Mountain Meteorology Research (in Chinese), 32(1): 35–42.

錢維宏, 張宗婕. 2012. 西南區(qū)域持續(xù)性干旱事件的行星尺度和天氣尺度擾動信號 [J]. 地球物理學報, 55 (5): 1462–1471. Qian Weihong,Zhang Zongjie. 2012. Planetary-scale and regional-scale anomaly signals for persistent drought events over Southwest China [J]. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 55 (5): 1462–1471.

施能, 顧駿強, 黃先香, 等. 2004. 合成風場的統計檢驗和蒙特卡洛檢驗[J]. 大氣科學, 28 (6): 950–956. Shi Neng, Gu Junqiang, Huang Xianxiang, et al. 2004. Significance test and Monte Carlo test used in composite analysis of window field and applications [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 28 (6): 950–956.

宋潔, 楊輝, 李崇銀. 2011. 2009/2010年冬季云南嚴重干旱原因的進一步分析 [J]. 大氣科學, 35 (6): 1009–1019. Song Jie, Yang Hui, Li Chongyin. 2011. A further study of causes of the severe drought in Yunnan Province during the 2009/2010 winter [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 35 (6): 1009–1019.

陶云, 劉瑜, 朱天祿. 2003. 云南主汛期強降水過程年代際變化及其環(huán)流特征分析 [J]. 氣象科學, 23 (3): 308–313. Tao Yun, Liu Yu, Zhu Tianlu. 2003. The interdecadal change of very heavy rainfall process inmain flood period of Yunnan Province and its circulation characteristics[J]. Scientia Meteorologica Sinica (in Chinese), 23 (3): 308–313.

Wang B, Lin H. 2002. Rainy season of the Asian–Pacific summer monsoon[J]. J. Climate, 15 (4): 386–396.

王會軍, 范可. 2013. 東亞季風近幾十年來的主要變化特征 [J]. 大氣科學, 37 (2): 313–318. Wang Huijun, Fan Ke. 2013. Recent changes in the East Asian monsoon [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 37 (2): 313–318, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.2012.12301.

Wang H J. 2001. The weakening of the Asian monsoon circulation after the end of 1970’s [J]. Advances in Atmospheric Sciences, 18 (3): 376–386.

Watanabe M. 2004. Asian jet waveguide and a downstream extension of the North Atlantic Oscillation [J]. J. Climate, 17 (24): 4674–4691.

Webster P J, Yang S. 1992. Monsoon and ENSO: Selectively interactive systems [J]. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 118 (507): 877–926.

Wei W, Zhang R H, Wen M, et al. 2014. Impact of Indian summer monsoon on the South Asian high and its influence on summer rainfall over China[J]. Climate Dyn., 43 (5–6): 1257–1269, doi:10.1007/s00382-013-1938-y.

晏紅明, 肖子牛, 王靈. 2003. 孟加拉灣季風活動與云南5月降雨量 [J].高原氣象, 22 (6): 624–630. Yan Hongming, Xiao Ziniu, Wang Ling.2003. Activities of Bay of Bengal monsoon and beginning date of rain season in Yunnan [J]. Plateau Meteorology (in Chinese), 22 (6): 624–630.

晏紅明, 李清泉, 孫丞虎, 等. 2013. 中國西南區(qū)域雨季開始和結束日期劃分標準的研究 [J]. 大氣科學, 37 (5): 1111–1128, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.2013.12118. Yan Hongming, Li Qingquan, Sun Chenghu, et al. 2013. Criterion for determining the onset and end of the rainy season in Southwest China [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 37 (5): 1111–1128, doi:10.3878/j.issn. 1006-9895.2013.12118.

楊輝, 宋潔, 晏紅明, 等. 2012. 2009/2010年冬季云南嚴重干旱的原因分析 [J]. 氣候與環(huán)境研究, 17 (3): 315–326. Yang Hui, Song Jie, Yan Hongming, et al. 2012. Cause of the severe drought in Yunnan Province during winter of 2009 to 2010 [J]. Climatic and Environmental Research(in Chinese), 17 (3): 315–326, doi:10.3878/j.issn.1006-9585.2011.10134.

鄭建萌, 段旭. 2005. 2001年云南雨季開始偏早與孟加拉灣季風爆發(fā)的關系 [J]. 氣象, 31 (2): 59–63. Zheng Jianmeng, Duan Xu. 2005. The Bengal Bay monsoon onset and its relationship with rainy season of Yunnan in 2001 [J]. Meteorological Monthly (in Chinese), 31 (2): 59–63.