中國西南地區春旱特征及其異常環流分析

于凡越，靳立亞，李金建

（成都信息工程大學大氣科學學院，四川 成都610225）

干旱是一種影響范圍廣，造成危害大，持續時間長，被認為是給人類社會帶來損失最嚴重的自然災害之一，對社會生產、生態環境乃至人類生命都會造成巨大威脅。近年來，在全球氣候變暖、全球人口持續增長以及水資源短缺的大背景下，干旱這種極端氣候事件愈加頻繁[1-4]，導致中國呈現濕潤區不斷減小，干旱區不斷擴大變化趨勢[5]。中國西南地區地形地貌復雜多樣，降水分布極不均勻[6]，近十幾年來，該地區多次發生嚴重的干旱災害，給社會造成了巨大的損失。如2005 年云南地區春季異常干旱、2006年夏季川渝地區特大干旱及西南地區2009 年秋季—2010 年春季三季連旱[7-9]。因此，西南地區干旱的特征、發生發展規律以及成因引起了越來越多學者的研究。

降水量是氣象學意義干旱最主要的影響因素，國內外學者基于此制定了多種干旱指標如標準化降水指數（SPI）、Z 指數、綜合氣象干旱指數（CI 指數）、Palmer 干旱指數、濕潤度等[5]。眾多學者對干旱變化特征也做了很多工作。如Dai 等[10]根據Palmer 指數分析指出：20 世紀70 年代后期以來，全球干旱總面積增加超過一倍，降水減少和氣溫升高是主要因素；陳少勇等[11]基于降水距平百分率分析了中國西南和華南地區的冬旱特征，發現各級別干旱都有自西向東增多的分布趨勢。謝清霞等[12]基于CI 指數發現1961—2012 年西南地區春旱的頻次和強度均略有下降。由于干旱成因的復雜性，單一的干旱指標很難準確地描述不同地區干旱特征，干旱的發生不僅僅取決于降水量的多少，與氣溫、蒸散、土壤濕度以及徑流的眾多因素有關，尤其在全球變暖背景下，增暖是干旱頻發的不可忽視的重要因素[10]，因此，Vicente Serrano[13]提出的標準降水蒸散指數與單純基于降水制定的干旱指數相比，多考慮了氣溫和蒸散作用對干旱的影響。SPEI 指數在西南地區有良好的適用性[3，14]，且諸多學者基于此指數對干旱的研究取得了諸多進展，如陳斐等[15]基于SPEI 指數對西北地區春旱的分布特征進行了探究，發現西北地區春旱普遍存在顯著增強的趨勢。王東等[4]基于SPEI 指數分析了西南地區1960—2012 年干旱變化特征，發現四季大部分區域呈干旱化趨勢，且春季是干旱發生最頻繁的季節。關于西南地區干旱成因的研究同樣引起了廣泛關注，如黃榮輝等[9]、王曉敏等[16]分析了2009 年秋至2010 年春的持續干旱成因，李永華等[7]對2006 西南地區東部特大干旱的環流異常進行了分析[7]。西南地區春季干旱發生的頻率相對其他季節最高[4，17]，但關于西南地區春季干旱的研究多是基于季節尺度的干旱事件，本文從SPEI 這一干旱指數出發，從氣候角度上討論了近57 a 來西南地區春季干旱的時空變化特征，并分析了旱澇年份大氣環流的異常分布，旨在加強人們對該區域干旱變化特征的認識，加深對該區干旱形成原因的理解并為有關干旱災害的預測預防提供一定的理論依據。

1 數據與方法

1.1 數據及來源與方法

本文采用的站點資料來自：中國氣象局國家氣象信息中心，選取1961—2017 年云、貴、川、渝4 省市時間序列完整的95 個站點（圖1）的逐日降水量和氣溫觀測資料。再分析資料來自：NCEP/NCAR（美國國家環境預測中心/美國國家大氣研究中心）的月平均緯向風、經向風、垂直速度、比濕、海平面氣壓等，水平分辨2.5°×2.5°，時間范圍為1961—2017 年，除特殊說明外，本文春季指3、4、5 月。使用NOAA 的氣候預測中心的Ni?o-3.4 指數。使用國家氣候中心的熱帶印度洋海溫偶極子指數（TIOD）。本文主要統計方法有Mann-Kendall 統計檢驗法、Morlet 小波分析、經驗正交函數分解（EOF分解）、合成分析以及相關分析等。

圖1 研究區站點分布及地形高度（單位：m）

1.2 標準化降水蒸散指數（SPEI）

本文通過西南地區95 個氣象站點計算了1961—2017 年春季季節尺度的SPEI 指數，并根據表1 中的標準劃分了等級，關于SPEI 指數的計算方法，前人已有很多介紹[4]，本文不再贅述。

表1 SPEI干旱等級劃分標準

1.3 干旱評估指標

平均干旱強度（Sij）：表征干旱的強弱程度，表示一段時間內平均每年所有站點達到干旱程度的SPEI 絕對值的總和，公式為：

式中，m 表示該年達到干旱程度的站點數，n 表示這段時間年數。

干旱頻率F：表征某站點在在一個時段內發生干旱的頻繁程度，公式為：

式中，n 表示發生干旱的次數，N 表示這段時間的年數。

平均干旱頻率：一段時間內所有站點干旱頻率的平均值。

2 結果與分析

2.1 西南地區春旱變化特征

2.1.1 1961—2017 年西南地區氣溫、降水量及SPEI指數變化特征

由圖2a 可知，近57 a 來，西南地區春季氣溫呈先下降、再升高的變化特征，總體呈明顯的上升趨勢（通過0.05 的顯著性檢驗），傾向率為0.14 ℃/10 a。從氣溫的M-K 檢驗（圖2d）可知，UF 值從20 世紀60 年代—70 年代中期呈波動狀態，之后經歷了變冷（20 世紀70 年代中期—21 世紀）和增暖（21 世紀初至今）的趨勢，根據UF 和UB 的交點位置，確定21世紀西南地區春季增溫是一種突變現象，具體從2005 年開始，在2007 年以后，UF 統計值＞1.96，通過了0.05 的顯著性檢驗，說明此時段內氣溫升高趨勢明顯。由圖2b 可知，1961—2017 年西南地區春季降水量總體呈十分微弱的下降趨勢，傾向率為-1.0 mm/10 a，但呈現出明顯的年代際變化。從20 世紀60 年代中期開始至70 年代中期降水量呈上升趨勢，之后呈下降趨勢至90 年代初，從90 年代中期上升至21 世紀初期至最高點后變化比較平緩，呈波動下降趨勢，這種年代際變化特征與春季南支槽強度和位置變化特征有較好地一致性[18]。西南地區春季降水量M-K 檢驗（圖2e）顯示，UF 值經歷了“負—正—負”的變化趨勢，根據UF 和UB 的交點位置，西南地區降水量在1964 年和1981 年發生了2 次突變，在20 世紀70 年代中期UF 值通過了0.05 顯著性檢驗，表明這一時期降水增加趨勢明顯。

與降水的變化趨勢相似，近57 a 西南地區春季SPEI 指數（圖2c）的變化趨勢不明顯，呈微弱的下降趨勢（-0.034/10 a），20 世紀60 年代—70 年代中期呈上升趨勢，70 年代后呈下降趨勢至80 年代，之后呈平緩的趨勢沒有明顯的上升或下降趨勢，從90 年代末又呈下降趨勢。從圖2b 根據UF 和UB 的交點判斷在1964 年和2005 年SPEI 指數發生了2 次突變，分別與降水的第一次突變年份和氣溫突變年份重合（圖2d，2e），對應2005 年之后這段時期也是西南地區干旱災害發生的頻繁年代[7-9]。

2.1.2 氣溫、降水量及SPEI 指數線性趨勢分布

通過計算西南地區95 個觀測站1961—2017 年春季氣溫，降水量及SPEI 指數線性變化趨勢，得到線性趨勢分布（圖3）。西南地區氣溫整體呈上升趨勢（圖3a），共有48 個站點升高趨勢通過了0.05 的顯著性檢驗，主要集中在西南地區西部。由圖3b 可知，近57 a 來，西南地區春季降水量變化趨勢的空間分布特征十分明顯[4]，大致以104°E 為界，表現為東西反相（西部濕潤化，東部干旱化）的變化趨勢，降水量增加地區主要分布在西南地區西部的橫斷山脈區域以及云貴高原區域東部，其中降水量顯著增加（P<0.05）的區域集中在高海拔地區（橫斷山脈區域北部）。降水量顯著減少（P<0.05）區域集中在海拔較低的重慶東北部，貴州東部與重慶交界及貴州西南地區。1961—2017 年西南地區春季SPEI 指數的變化趨勢分布（圖3c）與降水量的變化趨勢分布十分接近，總體表現為東西反相的分布特征，西部高海拔地區總體表現為上升趨勢即旱情減輕。海拔相對較低的東部總體表現為下降趨勢即旱情加重。

圖2 1961—2017 年西南地區春季氣溫（a，d）、降水量（b，e）及SPEI 指數（c，f）年際變化及M-K 檢驗（紅色虛線為線性趨勢，藍色實線為九年滑動平均，黑色虛線為0.05 置信限）

圖3 1961—2017 年西南地區春季氣溫（a），降水（b），SPEI 指數（c）線性趨勢空間分布

2.1.3 西南地區春旱年代際變化趨勢

根據表1 的SPEI 指數干旱等級劃分標準以及本文定義的平均干旱強度、平均干旱頻率，統計了西南地區各年代干旱的平均干旱頻率和平均干旱強度（圖4）。由于SPEI 指數年際變化在2005 年發生突變（圖2f），故將2005 年作為劃分年代的一個時間節點，以此來對比突變前后干旱程度變化。由圖5 可知，平均干旱強度和平均干旱頻率各年代差別明顯，其中20 世紀60 年代旱情較重，平均干旱強度和平均干旱頻率分別40.3%，34.5%，20 世紀70 年代旱情最輕，與此對應的該年代降水量偏高，氣溫偏低（圖2），20 世紀80 年代和1990—2004 年旱情基本相同，較20 世紀70 年代有所增加，旱情最重的年代為發生突變之后的2005—2017 年，與1990—2004年相比，平均干旱強度和平均干旱頻率分別增加了10.3%，8.7%，與其對應的該年代平均降水量偏低，氣溫偏高（圖2）。

圖4 1961—2017 年西南地區不同年代平均干旱強度及平均干旱頻率

西南地區不同年代干旱發生頻率空間分布差異顯著（圖5a～5e），20 世紀60 年代干旱頻率較高地區集中在西部的橫斷山脈區域（圖5a）。70 年代干旱頻率比較均勻，大部分地區干旱頻率低于30%（圖5b）。80 年代西南地區東部干旱頻率較前一年代明顯升高（圖5c），在1990—2004 年這一時段內干旱發生頻率分布特征與20 世紀60 年代完全相反，干旱高頻區幾乎都集中在東部地區（5d）。2005—2017年這一時段干旱頻率較前一年代升高明顯，是干旱頻率發生最高的年代，只有西南地區西北部干旱頻率較低，幾乎整個云南和貴州的干旱頻率都超過40%（圖5e）。

2.1.4 SPEI 指數時空分解及主模態周期分析

圖5 1961—2017 年西南地區不同年代干旱頻率（%）空間分布

圖6 西南地區春季SPEI 指數經驗正交函數分解第一（a）、二（b）模態及其對應時間系數（c，d）

進一步分析1961—2017 年西南地區春季時空分布特征，對1961—2017 年南地區春季SPEI 平均值進行經驗正交函數分解。圖6a 為第1 模態分布，其方差貢獻率為23.8%，整個西南地區表現為整體一致的分布特征，幾乎所有地區均為正值，表示西南地區春季存在整體一致的干旱的變化特征，大值中心處在四川南部及云南中部，說明川南和滇中地區旱澇的年際變化較大，而四川北部和重慶北部相對穩定少變。從第1 模態時間系數圖上可知（圖6c），1961—2017 年SPEI 指數整體呈微弱下降趨勢及明顯的年代際變化，20 世紀60 年代為負值，70 年代后—80 年代初期為正值，80 年代中期—90 年代末期為負值，之后又變為正值至2005 年，又變為負值，即70 年代之前，80 年代中期—90 年代末期以及2005 年之后的時段西南地區SPEI 指數偏低，整體偏旱。第2 模態大致以104°E 為界，呈東西反相的分布特征（圖6b），方差貢獻率為12.1%。范思睿等基于降水量得到了相近的分布特征并初步探討了反相性分布的原因[20]。其時間系數以20 世紀80 年代中期為界發生了明顯的正負位相轉變，這也對應了20世紀60 年代西部偏旱逐漸轉變為1990—2004 年東部偏旱的分布特征（圖5a～5d）。

經驗正交函數分解第一模態代表西南地區旱澇情況整體一致的分布特征，方差貢獻率為23.8%，可認為在一定程度上反映了西南地區春旱主要特征。因此，后文的分析均基于西南地區春季SPEI 指數EOF 分解主模態的時間系數。圖7 為對時間系數進行Morlet 小波分析及功率譜分析。西南地區春季SPEI 指數20 世紀60 年代中期—70 年代初期存在明顯的2～3.5 a 的周期，70 年代末期—80 年代末期表現出準4 a 的活動周期，此外，70 年代初期—90年代初期還存在6～8 a 的周期。進一步用功率譜分析活動周期，與Morlet 小波分析結果比較接近，存在準2 a 及8 a 左右的顯著周期，此外小波分析與功率譜分析都顯示還存在28 a 周期，處在邊界效應內，可信度低。

2.2 干旱的異常環流及海溫分析

圖7 中國西南地區SPEI 指數經驗正交函數分解第一模態時間系數的Morlet 小波分析及功率譜分析

由于SPEI 指數EOF 分解的主模態表現為整體一致的分布，故從EOF 主模態時間系數選出大于標準差絕對值1.2 倍的年份作為異常年份，得到偏旱年份為1963、1969、1979、1986、1987、1995、2011 年，偏 澇 年 份 為 1961、1968、1974、1976、1985、1990、2002、2004、2016 年，對旱、澇年進行合成差值分析，探討西南地區整體干旱時的異常環流分布。SPEI 指數EOF 分解的第二模態大致以104°E 為界，呈東西反相的分布特征，考慮到西南地區地形復雜，西部以高原山區為主，東部則為平原地區，也是人類活動的主要區域，因此本文把104°E 以東的區域定義為“西南地區東部”（下文稱“西南東部”），將西南東部站點的SPEI 指數平均得到57 a 的時間序列，挑選出大于標準差絕對值1.2 倍的年份作為異常年份，得到偏 旱 年 份 為 1979、1986、1987、1988、1991、1995、2007、2011 年，偏澇年份為1961、1967、1972、1977、1992、2002、2016 年，對旱、澇年進行合成差值分析，探討西南東部干旱時的異常環流分布。

中國西南地區春季降水的水汽來源主要有兩種，一種是來自印度洋經青藏高原南側與孟加拉灣轉向的氣流匯合，從緬甸進入我國西南地區，另一種是來自孟加拉灣南部的水汽進入中南半島與在中南半島轉向的東風氣流交匯，北上進入我國西南地區。另外源于熱帶西太平洋的水汽受西太平洋副熱帶高壓西側偏南氣流的也有一定的水汽輸送作用，對中國西南地區降水也有一定影響[21，22]。

從圖8a 可以看出，有顯著的自我國西南地區流出的異常東北氣流經緬甸流入孟加拉灣以及自西南地區流出的北風氣流進入中南半島轉向與異常赤道東風氣流匯合，這種異常的水汽輸送使來自孟加拉灣暖濕水汽不能輸送到我國西南地區。在中國東南沿海及其鄰近海域上存在異常反氣旋環流，該氣流有利于熱帶西太平洋的水汽輸送到中國西南地區，并在重慶及川東和黔北的少部分地區表現為水汽輻合，而在四川南部、云南東部及貴州西部都表現為較強的異常水汽通量幅散。圖8b 上，沒有明顯的自西南地區流出的異常氣流，但在青藏高原南側表現為異常偏東風氣流，表明西南東部旱年來自青藏高原南側的水汽輸送無法輸送到該區域，從水汽通量散度分布上可以看出，除云南外，西南大部分地區都為水汽通量幅散。而自我國云南地區向南經中南半島至馬六甲海峽轉向東的熱帶海域上都表現為水汽通量輻合。

考慮到西南地區地形的原因，選擇700 hPa 風場說明西南地區低層風場的情況。與整層水汽通量分布相似（圖8c），有明顯的異常東北氣流自我國西南地區經中南半島流向孟加拉灣南部，該氣流與南海的越赤道氣流匯合，形成顯著的異常東風氣流，不利于孟加拉灣的暖濕氣流向西南地區輸送，西南地區不易形成降水。此外，我國東南沿海地區存在異常反氣旋環流，其東北側偏西氣流與來自高緯西南氣流交匯于我國東部沿海地區，流向西太平洋。西南東部旱年—澇年合成場上（圖8d），在青藏高原南側，印度半島東部及孟加拉灣存在明顯異常氣旋式環流，青藏高原南側為東風氣流，此環流一方面使得青藏高原南側的水汽通道不能向西南東部輸送水汽，另一方面不利于來自孟加拉灣的水汽到達西南東部，僅僅到達云南地區。西南地區整體旱年—澇年500 hPa 垂直速度合成場上，中國西南大部分地區都處于異常下沉運動控制范圍內，尤其在云南、四川南部及貴州地區異常下沉運動顯著，配合700 hPa自西南地區的東北氣流和偏西氣流造成了該地區低空的異常幅散。圖8d 上，西南東部的重慶和貴州地區表現為顯著的異常下沉運動，滇南和川北的小部分地區為異常上升運動。

圖8 旱年—澇年整層水汽通量（a、b，箭頭，紅色箭頭表示通過0.05 顯著性檢驗，下同，單位：g/（s·cm·hPa）及整層水汽通量散度（填色，單位：g/（s·cm2·hPa）合成差值場（灰色區域為海拔超過3000 m 的地區，下同），旱年—澇年700 hPa 風場（c、d，箭頭，紅色箭頭表示通過0.05 顯著性檢驗，單位：m/s）及500 hPa 垂直速度（填色，打點區域表示通過0.1 顯著性檢驗，單位：10-2 Pa/s）合成差值，旱年—澇年200 hPa 風場（e、f，箭頭，單位：m/s）及200 hPa 散度（填色，單位：10-6 s-1）合成差值

西南地區整體旱年—澇年200 hPa 合成風場上（圖8e），印度半島西北部上空表現為一個強大的異常氣旋式環流，低緯度區表現為西風異常，西風氣流向北彎曲從我國西藏地區進入我國后，到達我國中部地區形成一個脊，脊的存在有利于我國中部反氣旋式環流的生成，西南地區在反氣旋式環流的控制下形成輻合，氣流輻合伴隨下沉運動的產生，從而西南地區上空盛行下沉運動（圖8c），異常西風氣流繼續向東南方向輸送，在西北太平洋和日本地區形成一個氣旋式環流。這種異常風場也與中低層異常環流相匹配。另外，在印度半島、我國北方和蒙古國地區以及日本以南的西太平洋都存在明顯的異常西風，都增強了這種副熱帶急流，使西南地區出現下沉運動，提供了干旱的有利條件。西南東部旱年—澇年200 hPa 合成風場上（圖8f），西南地區上空為異常反氣旋，其北側為存在顯著的異常西風急流，因此，200 hPa 上的副熱帶急流的加強對西南地區干旱的產生起了重大作用，此外，除云南地區外，西南地區的北部和東部都表現為異常幅散，配合500 hPa 的下沉運動，造成西南東部干旱少雨。

海表溫度的異常變化可以引起大范圍大氣環流的異常，進而影響中國降水[19]。通過西南地區整體旱年—澇年海溫合成場（圖9a）可以看出，中緯度太平洋海溫為顯著的負距平，赤道中太平洋海溫為正距平。從圖9b 可以看出，1961—2017 年，EOF 分解主模態時間系數與春季Ni?o-3.4 指數位相幾乎完全相反，呈顯著負相關，二者相關系數為-0.301（通過0.05 的顯著性檢驗），即中國西南地區偏旱時與中緯度太平洋海表溫度偏高，反之亦然。余錦華等的研究指出這兩種海表溫度分布影響西南地區春季降水的物理機制：伴隨厄爾尼諾事件赤道中太平洋海表溫度偏暖時，沃克環流衰減以及西太平洋海溫偏冷（圖9a），其上空對流釋放的潛熱減少。會激發冷的羅斯貝波[23]，在西太平洋出現反氣旋式環流異常，西南地區東北部受異常反氣旋環流西部的西南風影響，不利于西南地區降水[24]。印度洋海表溫度異常對中國西南地區干旱狀況有重要影響，熱帶印度洋春季海表溫度與中國西南地區和中南半島上空降水有很好的負相關[9，25]。與圖9a 相比，西南東部旱年—澇年海溫合成場中（圖9c），太平洋的異常海溫分布不明顯，標準化的西南東部平均SPEI 指數與春季Ni?o-3.4 指數序列相關性僅為-0.119，與春季TIOD 指數序列（圖9d）相關性為-0.322（通過0.05 的顯著性檢驗），說明印度洋海溫對東部地區旱澇情況影響顯著，而ENSO 的影響較小。

3 結論與討論

基于SPEI 指數對中國西南地區春旱特征進行了分析，并通過合成差值分析的方法探究了西南地區干旱異常的環流特征，得出以下結論：

（1）西南地區1961—2017 年整體氣溫升高趨勢顯著，降水量及SPEI 指數變化趨勢不明顯，呈微弱下降趨勢。M-K 檢驗顯示SPEI 指數在1964 年和2005 年發生了突變。

圖9 西南地區整體旱年—澇年（a，單位：℃，打點區域為通過0.1 顯著性檢驗）及西南東部旱年—澇年（c）海溫合成場、標準化的EOF 分解主模態時間系數（b，黑色實線）與春季Ni?o-3.4 指數序列（b，黑色虛線）、標準化的西南東部平均SPEI 指數（d，黑色實線）與春季TIOD 指數序列（d，黑色虛線）

（2）西南地區絕大部分區域氣溫呈上升趨勢，降水量和SPEI 指數趨勢分布接近，大致以104°E 為界，東西變化相反，這也造成西南地區總體變化趨勢不明顯。總的來說，西部變暖變濕，東部變暖變干。

（3）西南地區干旱年代際變化顯著。20 世紀70年代干旱頻率最低，平均干旱強度最弱，2005—2017年干旱頻率最高，平均干旱強度最強。空間分布上干旱頻率由西部高、東部低逐步轉為東部高、西部低。

（4）西南地區春季SPEI 指數經驗正交函數分解的主模態方差貢獻率為23.8%，表現西南地區整體一致分布特征，有明顯的年際和年代際變化特征，但時間系數變化趨勢不明顯，呈微弱下降趨勢，此外，該模態還具有2～3.5 a 及8 a 左右的變化周期。第二模態方差貢獻率為12.1%，呈東西反相分布特征。

（5）西南地區春季少雨干旱的形成與異常大氣環流由密切關系。旱年—澇年合成差值場上，西南地區春季降水主要水汽輸送通道都存在近乎相反的異常水汽輸送。西南地區整體旱年—澇年700 hPa 風場上，西南地區經過中南半島到孟加拉灣南側異常東北向氣流，而在西南東部旱年—澇年合成場上，青藏高原南側存在異常東風氣流，不利于西南地區水汽的匯聚。干旱區域上空200 hPa 存在反氣旋式異常環流，存在異常輻合，配合500 hPa 顯著的異常下沉運動，造成西南地區少雨干旱。副熱帶高空急流的異常加強對西南地區干旱的形成有重大影響。

（6）赤道中太平洋海溫異常偏高時，伴隨厄爾尼諾事件發展會激發冷的羅斯貝波，西南地區東北部受異常反氣旋環流的西南風影響，不利于西南地區降水，易發生干旱。西南東部旱澇情況與印度洋海溫存在明顯相關，但與ENSO 關系不明顯。

SPEI 指數的計算不僅僅基于降水量，還考慮氣溫、蒸散等因素，在全球氣候變暖背景下，顯然SPEI指數相比僅考慮降水的干旱指數能更準確地描述干旱狀況，但是干旱的發生、發展機制十分復雜，西南地區地形，植被分布復雜也是影響西南地區干旱的重要因素。如西南地區東部地區變暖變干，而西部地區卻變暖變濕，關于造成這種矛盾復雜溫濕結構的成因還少有研究，這還有待于今后的工作區研究分析。