引言

我国西南地区干旱发生比较频繁（宋连春等，2005）。2009年以来，西南（云南、贵州、四川、重庆和广西）部分地区连续4年出现严重干旱（王遵娅等，2011；李莹等，2012；王有民等，2013；王小玲等，2013），总体呈现持续时间长、影响范围大、干旱程度重的特征，旱区农作物受旱面积大，造成了巨大的经济损失，并引发了人和牲畜饮水困难、湖泊水库出现干涸、森林火险居高不下和出现林业有害生物等衍生灾害，这在历史上是极其罕见的，因此，有必要对此进行认真研究。

西南地区干旱的成因比较复杂，影响因素较多，不少学者从不同角度进行了研究，得出了不少有意义的结论。解明恩等（2005）发现西太平洋副热带高压持续稳定且偏强偏西、季风低压偏弱偏西，是造成2003年云南初夏异常干旱的主要原因。彭京备等（2007）、邹旭恺等（2007）、李永华等（2009）分析了2006年夏季川渝地区罕见高温干旱的特征，指出西太平洋副热带高压异常、北方南下冷空气活动偏弱等是造成此次特大干旱的原因。白莹莹等（2010）统计分析了气候变化对2006年夏季重庆高温干旱的影响，发现可能是受全球气候变化和区域自身变率共同作用的结果，以区域自身的变率为主。以上的研究主要关注的是西南地区夏季的高温干旱事件。近几年，部分学者重点研究了2009/2010年西南地区秋冬春3季严重干旱（张新主等，2011；黄慧君等，2011；张万诚等，2011；Lu et al，2011；王晓敏等，2012；晏红明等，2012；Yang et al，2012；Zhang et al，2013b）。钱维宏等（2012）研究了西南区域持续性干旱事件的行星尺度和天气尺度扰动信号，指出气象干旱多为年循环的气候干季与干旱扰动的叠加所致；张江涛等（2010）重点分析了冷空气活动对2009/2010年西南地区干旱的影响；杨辉等（2012）指出西风带环流系统异常是造成这次严重干旱的主要成因；宋洁等（2011）讨论了NAO与云南省旱涝之间的联系；黄荣辉等（2012）研究表明，处于升温状态的热带西太平洋上空产生反气旋异常环流，造成从孟加拉湾来的水汽很难到达云贵高原，引起此区域降水长期偏少；Lü等（2012）指出热带大气MJO活动持续异常是此次干旱发生的重要原因之一。还有的学者（彭贵芬等，2009；贺晋云等，2011；李聪等，2012；Ma et al，2013；Zhang et al，2013a）分析了西南地区干旱的气候特征和变化趋势，指出西南地区的严重干旱呈增加趋势。这些研究成果，对于我们进一步认识和研究西南地区连续4年干旱发生的气候背景、异常特征、形成原因等具有重要意义。

上述研究主要关注的是西南地区某一次严重干旱过程的成因或者干旱的气候特征。由于西南地区连续几年出现严重干旱的情况在历史上极为罕见，目前还没有相关的研究成果。因此，深入研究该地区2009年以来连续4年干旱的特征及成因，显得尤为迫切。本文拟从大尺度大气环流异常、水汽输送特征、太平洋及印度洋海温异常、平流层极涡强弱等方面对此次连续干旱进行系统研究，期望有助于进一步认识该地区干旱变化的特征和成因，从而提高对该地区的干旱监测水平和预测预警能力。

1 所用资料

本文所用资料包括：（1）中国气象科学数据共享服务网提供的中国地面气候资料月值数据集中756个气象观测站的降水和平均气温资料，从中选取了西南地区时间序列一致的108个站的资料，时间跨度为1961年1月至2012年12月，2013年1—4月使用国家气候中心整编的全国160个气象观测站中西南地区31个站的降水和平均气温资料，站点分布如图 1所示；（2）NCEP/NCAR逐月再分析数据资料集，包括风场、温度场、高度场、地面气压、比湿等要素，水平分辨率为2.5°×2.5°，垂直方向分为17层；（3）美国国家海洋大气局（NOAA）提供的逐月全球海表温度资料。本文使用1971—2000年30年的平均值作为气候平均态。

2 干旱的总体特征 2.1 气温和降水变化

西南地区属于亚热带、温带季风气候，干湿季分明，每年的5—10月为湿季，降水占全年降水的80% 90%，11月至翌年4月为干季，降水只占全年的10% 20%（赵济，1995）。2009年以来，西南地区气温连续4年偏高，年平均气温16.3℃，较常年的15.3℃偏高1.0℃；降水量连续4年偏少，年平均降水量为1058.7 mm，比常年的1179.7 mm偏少10.3%。其中，2009年湿季降水量为827.9 mm，较常年平均的955.6 mm偏少13.4%，2011年湿季降水量为764.5 mm，较常年平均偏少20%，2010和2012年湿季的降水与常年平均基本持平。2009—2013年干季的降水量持续偏少，其中2009/2010年偏少最为严重，仅有175.6 mm，较常年平均的224.1 mm偏少21.7%，2010/2011年偏少7.0%，2011/2012年偏少14.2%，2012/2013年仅有180.3 mm，偏少19.6%。湿季和干季的降水量都偏少，使得“湿季不湿、干季更干”，导致蓄水不足，出现持续干旱。如图 2所示，2009年1月至2013年4月，西南地区气温较常年偏高的月份达40个，占总数的77%，其中有11个月较常年同期偏高1.0℃ 以上，个别月份偏高3.0℃以上；降水量较常年偏少的月份达35个，占总数的67%，其中有19个月较常年偏少3成以上，有4个月偏少5 8成。分析表明，2009—2013年，西南地区持续温高雨少，呈现暖干化趋势。

2.2 干旱的气候背景

西南地区连续4年干旱主要发生在秋冬春季，特别是2009/2010和2012/2013年，该地区都出现秋冬春3季、长达7-8个月的严重干旱。为研究连续干旱发生的气候背景，我们分析了西南地区各季节（图略）及秋冬春3季（图 3）降水距平百分率的年际变化。可以看出，近50年来西南地区春季降水呈减少趋势，20世纪60年代初降水偏少，60年代中期到80年代中期降水偏多，80年代中期到90年代中期降水偏少，90年代中期到21世纪初降水偏多，近5年降水偏少(图略)。夏季降水也呈弱的减少趋势，20世纪60年代初到70年代中期降水偏多，而70年代中期到90年代初降水偏少，90年代初到21世纪初降水偏多，近10年降水偏少(图略)。秋季降水减少的趋势最为明显，20世纪60年代初期到80年代中期降水偏多，80年代中期至今降水偏少，其中近10年偏少趋势十分明显(图略)。冬季降水总的变化趋势不明显，但降水变化幅度较大，从60年代初至80年代末降水偏少，90年代初降水偏多，90年代中期到21世纪初降水偏少，21世纪前5年降水偏多，近5年降水偏少(图略)。从图 3可以看出，西南地区秋冬春3季降水呈明显减少的趋势，20世纪60年代初至80年代初降水偏多，80年代初至今降水持续偏少，21世纪以来，秋冬春季的降水严重偏少，其中2009/2010年是自1961年以来偏少最严重的一年，2012/2013年偏少量排在第四位。分析表明，21世纪以来，西南地区各季节的降水都处在偏少时期，特别是秋冬春3季降水偏少明显。因此，2009年以来连续4年的严重干旱是发生在该地区降水偏少的背景下。

3 大气环流异常特征分析 3.1 700和500 hPa环流异常特征

季节连旱是在特定的大尺度天气形势下发生的（池再香等，2012），明显的下沉运动是导致干旱少雨的动力因子，垂直速度场可以很好地反映下沉和上升运动（段海霞等，2013）。因此，图 4给出了2009—2013年主要干旱时段南亚和东亚地区上空700 hPa风场距平和500 hPa垂直运动距平分布。

如图 4a和图 4b所示，2009年秋、冬季，青藏高原东南部和云贵高原受西北气流和强烈的下沉运动控制，孟加拉湾地区受反气旋距平环流影响，使得来自孟加拉湾的暖湿气流偏弱，冷暖空气难以在西南地区交汇，且流向该地区的水汽偏少，这些都不利于降水的发生；2010年春季（图 4c），青藏高原东侧出现气旋性距平环流，伴有较强的上升运动，四川、重庆等地旱情得以缓和，但云贵高原地区仍受下沉运动控制，降水继续偏少，出现了长达8个月的季节连旱。2010年11月和冬季（图 4d和图 4e）热带印度洋和印度半岛上空有一气旋性距平环流，并逐渐东移减弱至孟加拉湾，与此同时，青藏高原南侧的反气旋性距平环流区也逐渐东移，西南地区处在反气旋性环流外围的西北气流之下，并伴有异常的下沉运动，不利于降水。2011年春季（图 4f），云贵高原上空受异常东北气流影响，与高原南侧气旋性距平环流外围的南风交汇，配合500 hPa异常上升运动，旱情逐渐结束。2011年秋季（图 4g），在孟加拉湾、中印半岛和青藏高原东南部以及云贵高原有西北风异常，西南地区受弱西北风控制，西太平洋副热带高压(以下简称副高)偏南偏弱，中印半岛受异常反气旋环流控制，致使来自南海和孟加拉湾地区的水汽输送受阻，云南上空500 hPa有明显下沉运动，这一时段西南地区以云南干旱最为严重。冬季（图 4h），西南地区低层受来自孟加拉湾的弱西南气流控制，500 hPa下沉区范围逐渐扩大，同时下沉运动也有所增强。没有南侵的冷空气配合，单一西南气流的控制使得西南大部分地区气候偏暖干。2012年春季（图 4i），云南东部及贵州西部地区还受下沉运动控制，但强度较冬季显著减弱，西太平洋副高向西增强，副高外围暖湿气流得以向我国内陆输送，广西、重庆和四川以东地区受来自南海地区的水汽输送，云南西部地区受来自孟加拉湾的西南气流，湿度增加，配合增强的上升运动，旱情得以缓解。2012年秋季（图 4j），南海上空反气旋距平环流西移与孟加拉湾上空反气旋距平环流合并，异常西南气流输送到东南沿海地区，高原东侧受西北气流异常影响；冬季（图 4k），异常西北气流及500 hPa下沉运动减弱，西南地区受偏西气流影响；2013年春季（图 4l），环流形势有了大幅调整，印度半岛、南海上空受异常气旋距平环流影响，高原北侧受反气旋距平环流影响，异常东北气流与东风气流在西南地区交汇，500 hPa有异常上升气流，位于青藏高原东南侧的云贵川地区降水增多，旱情得以缓解，偏东北的重庆地区干旱仍在持续。500 hPa风场异常（图略）与700 hPa 结果相类似，不再赘述。

3.2 南支槽异常变化

研究表明（晏红明等，2003；尹晗等，2013），冬半年在高原南侧孟加拉湾地区有一半永久性低压槽称为南支槽，是冬半年影响南亚和东亚的主要天气系统。丁一汇（2005）指出冬季副热带急流从高原南缘通过，西风急流中的低槽可从印度西北里海地区南下，在喜马拉雅山南麓东移，移出印度后可到达中国，影响我国的天气，这就是南支槽。由于南支槽中西风经过孟加拉湾地区而携带大量的水汽，故与冷空气结合便可造成大范围的雨雪天气（秦剑等，1997）。董海萍等（2005）研究表明，西南地区的干旱与南支槽活动及整层水汽输送有着密切的关系，强调了南支槽水汽输送的重要性。南支槽强度指数是表征西南气流水汽输送强弱的重要指标。索渺清等（2009）指出南支槽所处范围为孟加拉湾北部至青藏高原南侧地区（20° 27.5°N、85° 95°E）。王斌等（2010）研究发现，500 hPa上空南支槽与我国西南地区11月至翌年3月的降水关系更显著，因此，他们定义500 hPa上20° 27.5°N、85° 95°E内的高度和为南支槽强度指数，即INDEX=H_{500 hPa［20° 27.5°N、85° 95°E］}，其值越大，表示槽区高度场越高，槽变浅，南支槽越弱；反之，其值越小，表示槽区高度场越低，槽加深，南支槽越强。

本文分析了2009—2013年冬半年（9月至翌年4月）各月南支槽强度指数的距平变化（图 5a），可以看出，这4年的9—12月南支槽强度指数均为正距平，表明这段时间南支槽强度持续偏弱，槽前西南气流水汽输送偏弱，到达西南地区的水汽相应减少，造成了这段时间西南地区的严重干旱。2009年12月至2010年4月、2012年12月至2013年4月，南支槽强度指数正距平增大，分别在2010年1月和2013年2月达到最大，此时南支槽强度最弱。同时，从西南地区850 hPa温度距平（图 5b）可以看出，这段时间温度持续偏高，冷空气影响偏弱，这样的冷暖配置，使得旱情在1—2月最为严重。3—4月500 hPa南支槽仍偏弱，由于春季南支槽前的西南风水汽输送强度增强（强于冬季），到达我国西南地区水汽增多，旱情有所缓解。2010年12月至2011年1月，南支槽稍有增强，与此同时，冷空气活动也较频繁，这段时间西南局部地区旱情有所缓解。同样，2011年12月中旬至2012年1月中旬，南支槽和冷空气都有所加强，局部地区旱情有所缓解，而12月上旬、1月下旬和2月中下旬，由于冷暖空气影响不同步，南支槽偏强时，冷空气较弱；冷空气较强时，南支槽却偏弱，使得西南地区旱情持续。2011、2012年的3月下旬开始，南支槽逐渐增强，水汽条件改善，旱情缓解。

此外，王斌等（2010）还指出，前期11月500 hPa 南支槽区高度场对我国西南地区11月至翌年3月的降水有一定的指示意义。前期11月南支槽区负距平，南支槽加深，水汽输送充足，西南地区降水偏多；反之，西南地区降水偏少。从图 5左可以看出，2009—2012年11月南支槽指数都为正距平，对应西南地区降水偏少，与研究结果一致。

4 水汽输送异常特征分析

张万诚等（2011）研究表明，孟加拉湾、中南半岛至云贵高原的南风水汽通量较强时，云南等地秋季易出现洪涝；反之易出现干旱。当孟加拉湾、中南半岛至云贵高原的南风水汽通量输送偏强、云贵高原为纬向异常正距平时，冬季降水偏多；反之偏少。为了进一步了解近4年连续干旱的原因，下面从纬向和经向的水汽通量距平分布来分析水汽输送的异常特征。

从2009年秋季纬向水汽通量距平图(图 6a)上可以看出，从西南地区东部的云南、贵州至华南沿海为异常东风水汽通量输送，中心位于台湾附近；孟加拉湾、中南半岛及南海一带为纬向水汽通量异常正距平，表明低纬西风水汽通量输送较常年偏强。经向水汽通量距平图（图 6b）显示，在孟加拉湾、中南半岛至云南为异常北风水汽通量，云南中部及以南地区被-20 kg·m^-1·s^-1以上的水汽通量距平线包围。东印度洋、菲律宾附近虽然有异常南风水汽通量大值区，但其以北被异常强大的北风水汽通量距平区阻隔。这表明2009年秋季由于向南的经向水汽通量控制孟加拉湾至中南半岛的大范围地区，使得向西南地区输送的水汽偏少，造成干旱。从2009年冬季的纬向水汽通量距平图（图 6c）上可看出，西南地区为异常东风输送，表明2009年冬季影响西南地区的西风水汽通量输送异常偏弱。而从经向水汽通量距平（图 6d）分布上，孟加拉湾、中南半岛东北部、华南为经向水汽通量异常正距平，西南地区除云南外均为水汽通量正距平。由于冬季降水的水汽主要来源于中纬度的西风水汽输送（张万诚等，2011），因此2009年冬季较弱的西风水汽通量输送造成了西南地区的干旱。从2010年3—4月的纬向水汽通量距平图（图 6e）上可以看出，西南地区仍然受异常东风的影响，但20°~30°N的异常东风输送带，逐渐被孟加拉湾到南海地区的异常西风水汽通量输送切断，5月开始转为受异常西风控制（图 6g）。与此同时，经向水汽通量距平（图 6f 6h）上也从5月开始转为异常南风输送，旱情从2010年5月得到明显缓解。

同理分析2010年秋季到2013年春季（图略）。2010年11月，纬向水汽通量距平图上除云南北部，其余地区均为异常东风输送，在经向水汽通量距平图上，南海、西太平洋的异常南风输送主要将水汽输送到我国的东南沿海地区，西南地区是异常北风输送。2010年冬季到2011年4月，纬向水汽通量距平图上西南地区东部各省(区、市)受东风异常输送控制；在经向水汽通量距平图上，除云南以外的西南地区受异常北风输送控制，西南地区水汽输送较前一年明显改善，水汽输送异常偏少区位置偏东。2011年秋季至2012年春季，纬向水汽通量距平图上西南地区一直受异常东风输送的影响，经向水汽通量距平图上西南地区一直受异常南风输送的影响，2012年5月开始纬向水汽距平图上低纬的西风气流加强，西南地区开始受异常西风输送控制，旱情缓解。2012年秋、冬季，经向和纬向水汽通量距平图均显示西南地区有正的水汽输送异常，2013年3月开始，西南地区东部有负的水汽输送异常，对应干旱区域偏东。

5 热带海表温度异常特征分析

上文中700 hPa的环流形势分析表明，热带西太平洋上空对流层低层反气旋环流从2009年冬季一直维持到2010年春季，对于我国西南地区2009年秋季至2010年春季持续性严重干旱有着重要影响。Wang等（2003）研究表明El Nino事件成熟之后，在热带太平洋上空会出现反气旋环流异常，这种异常使得来自孟加拉湾的水汽大量流向华南、东南沿海地区而不是西南地区，图 7表明2009/2010年的干旱出现在热带太平洋发生中等强度El Nino事件的背景下。从图 7a 7c可以看出，这次El Nino事件在2009年冬季成熟，之后逐渐衰减，2009年冬季和2010年春季正处于本次El Nino事件的衰减期。依据Zhang等（1996）和张人禾等（1998）的研究结果，在2009年冬季和2010年春季热带西太平洋上空对流层下层将出现反气旋环流异常，如图 4b 4c所示，与上述文献分析结果一致。从图 7d 7i可以看出，2010年秋、冬季和2011年春季，2011年秋、冬季和2012年春季均受La Nina事件影响，尤其是2010年La Nina事件强度较强。2010年秋、冬季，中东太平洋海温异常偏低使得西太平洋副高反气旋环流较常年偏弱，位置偏东南，尤其是在La Nina事件发展成熟的冬季（如图 4e），这一期间降水主要集中在江南和华南地区。2011年秋、冬和2012年春季受热带印度洋和太平洋海温异常的影响，在孟加拉湾—南海—菲律宾以东的洋面上逐渐激发出一个异常的反气旋性环流（如图 4g 4i），从而有利于副高加强和西伸，促使该反气旋西侧的西南暖湿水汽向我国东南部地区输送。2012年3月La Nina事件结束后，赤道中东太平洋7—8月出现明显的暖水波动，进入9月后海表温度正异常逐渐减弱，海温变化幅度较小，这种状态在11月仍继续维持，随后的冬、春季出现弱的海温负距平。2012年秋季西太平洋副高明显偏强且面积偏大（如图 4j），这种环流异常是对7和8月赤道中东太平洋暖水波动的响应（王遵娅等，2013a;2013b；柳艳菊等，2013）。这种异常反气旋环流可分为东西两个部分，东部偏东，不利于水汽向中国地区输送，使中国大部分地区降水偏少；西部造成西南暖湿气流深入华南一带，在这一区域冷暖交汇形成降水，而西南地区水汽较少。冬季，海温偏低使得西太平洋副高的主体偏弱、偏东，但其环流范围较大，其西边界一直西伸到孟加拉湾地区（如图 4k），西南暖湿气流在我国东南沿海地区形成辐合，这一区域降水较多。因此，相较2009/2010年，2010/2011，2011/2012和2012/2013年秋、冬、春季热带太平洋海表温度的异常偏低，影响了副高强度和面积的变化，减少了来自南海的水汽输送，对2010/2011，2011/2012和2012/2013年秋、冬、春季的干旱造成了一定影响。

相关研究表明（黄荣辉等，2012），热带印度洋冬、春季海表温度与我国西南和中印半岛上空的冬、春降水呈现很好的负相关关系。当热带印度洋冬、春季海表温度偏高时，我国南海、孟加拉湾和中印半岛上空低层反气旋异常环流偏强；反之，低层气旋异常环流偏强。从图 8中可以看出，2008年12月以来热带印度洋海表温度较气候平均一直偏高，2010年春季此区域海表面温度达最大正距平0.51℃。除2010年冬季到2011年春季海表面温度正距平值较小外，2011年冬季到2012年春季、2012年冬季到2013年春季的海表面温度正距平值都较大。这点从图 7中印度洋海表温度距平变化也可以明显看出。对比图 7发现，这些时段的热带印度洋海表面异常增温，使得菲律宾周围热带西太平洋反气旋异常环流增强，阻碍了孟加拉湾暖湿气流向西南地区的输送，进而造成西南地区的干旱。

6 平流层环流异常特征分析 6.1 冬季平流层极涡异常的等熵位涡分析

冬季大气环流的异常与极涡的变化密切相关，因而极涡的异常变化及其影响一直很受关注。Hartley等（1998）发现平流层大气动力异常对对流层的反馈比原先预想的要重要得多，Haynes等（1991）通过垂直运动与经向环流的匹配关系阐述了向下控制的观点，Baldwin等（1999）发现北极涛动（AO）异常先出现在平流层然后向下传播，讨论了平流层极涡异常变化对于对流层天气变化的先兆意义。黄荣辉等（2012）研究显示，无论冬、春季，AO与我国西南地区的降水有正相关，而与我国东南沿海和华南地区的降水有负相关。即在冬、春季，当AO为负位相时，西南地区降水偏少，东南沿海地区降水偏多；相反，西南地区降水偏多，东南沿海地区降水偏少。因此，为了进一步了解AO异常变化对西南地区连续4年干旱的影响，必须先对平流层极涡的异常变化进行分析。

气象业务上常使用极涡强度和面积指数来分析极涡的变化，很显然这样的方案主要是针对对流层极涡的，不能够准确反映平流层极涡的特点。本文将采用500 K等熵位涡（易明建，2009）来诊断平流层冬季极涡的强弱变化。易明建(2009)将冬季平流层极涡形态大致分为4类：加强、拉伸、偏心和分裂。加强和拉伸的极涡属于极涡偏强的类型，其余两类属于极涡偏弱的类型。如图 9所示，2009年冬季极涡的形态分布类似于分裂型，极涡整体较弱且向两端拉伸，极涡很有可能发生分裂形成欧亚大陆和北美洲北部两个独立的高位涡中心。2012年冬季极涡的形态分布属于偏心型，极涡中心偏离极地，整体移向东半球一侧，移动到欧亚大陆北部，且强度减弱。2009和2012年极涡强度明显偏弱，500 K等熵面上极涡的强度较典型的强极涡偏少约20 PVU。2010和2011年冬季极涡的形态分布近似于偏心型，但极涡中心强度减弱并不明显。如图 10所示，2010和2013年1月西南地区300 K等熵面上位涡较常年无异常变化，而2011和2012年1月在四川东部、重庆和贵州东部地区有近0.4 PVU的位涡异常，表明北方高位涡冷空气渗入此地，并且随着纬度变低，相对涡度将变大，气旋性低压会加强，在这些地区更容易形成降水。但是，图 10中2011年1月受高原北侧一致西北风影响，孟加拉湾西南水汽输送受阻，同2012年1月来自中印半岛一致的西南水汽输送相比，暖湿空气明显偏弱，致使西南地区仍然干旱。

6.2 AO对我国西南地区冬、春季降雨的影响

图 11是2008年1月至2013年4月的逐月AO指数。2009年12月至2010年4月AO指数持续负异常，特别是2010年2月AO指数达到-4.3；2010年12月和2011年1月AO负异常明显，最强为12月的-2.6；2011年冬季到2012年春季，AO指数在1、2月出现较弱负异常，春季短暂的出现AO正异常；2012年12月到2013年3月AO持续负异常，3月达到最强为-3.2。因此，AO的持续负异常对2009/2010、2012/2013年冬、春季西南地区的干旱作用显著，正是这种负异常使得西南地区降水偏少，而东南沿海地区降水偏多。2010/2011、2011/2012年冬、春AO负异常变化较弱且持续时间短，西南地区干旱的局地性强。

AO变化对西南地区降水的影响主要通过影响南支槽的强弱得以实现（琚建华等，2011；Ju et al，2005）。AO处于负位相时，极涡减弱，北半球中高纬度地区的西风气流偏弱，大气环流以经向型环流为主，利于冷空气向南侵袭。与此同时，青藏高原南侧的南支西风气流也减弱，不利于孟加拉湾北部气旋性环流加强发展，南支槽减弱变浅，西南地区水汽输送受阻，降水偏少。2009/2010和2012/2013年，AO负位相持续时间长，强度较其余两年也明显偏大。对比图 5也可看出，这两年冬季南支槽明显偏弱，水汽输送差，旱情也较其余两年严重。2010/2011和2011/2012年冬季AO负值持续时间短，且强度偏弱，尤其是2011年冬季。从图 5可以明显看出，这两年冬季时南支槽强度并不弱，前面的分析显示，干旱主要是冷空气和暖湿气流影响不同步所致，这点从图 12也可以得到佐证。

研究表明AO的季节内持续负异常在影响南支槽强弱的同时，也会通过罗斯贝波破碎及非线性反射（宋洁等，2011）影响贝加尔湖脊系统的强弱，从而影响冷空气南下的强度及路径。贝加尔湖脊指数定义为（45° 65°N、90° 130°E）这一矩形区域300 hPa位势高度的平均值。在冷空气南侵的过程中，由于行星涡度减小，根据绝对涡度守恒原理，其相对涡度逐渐增加，冷空气路径将逐渐转向偏东；贝加尔湖脊偏强时，脊前入侵我国的西北冷空气的相对负涡度较强，根据绝对涡度守恒的原理，拥有较强相对负涡度的冷空气由北向南入侵我国时，将在更低的纬度上转向，因此冷空气可以入侵到更低的纬度，其路径也明显偏西。当贝加尔湖脊系统减弱时，入侵我国的冷空气将在较高纬度转向，致使路径偏东。从图 12可以明显看出，2009/2010和2012/2013年，10月至翌年3月贝加尔湖脊持续偏弱，虽然AO处于负位相，利于冷空气南袭，但冷空气在较高纬度就发生了转向，路径主体偏东（如图 10a和图 10d）。2010/2011年冬季，图 10b中的位涡变化也可以看出，冬季西南地区东北部冷空气活动较频繁，如第三部分分析所示，这段时间的干旱并不是冷空气影响偏弱所致。2011/2012年秋季，贝加尔湖脊较强，冷空气路径偏西，图 10c中1月西南地区东部冷空气影响还较明显。之后贝加尔湖脊强度逐渐减弱，冷空气路径偏东，西南地区冷空气影响减弱。

6.3 平流层极涡异常与行星波活动的关系

大气平流层和对流层主要是通过行星波的活动而动力地耦合在一起的，这是因为只有行星波（波数为1和2的波动）才可以自对流层向上传播进入平流层（Andrews et al，1987），较小尺度的天气尺度波仅存在于对流层。与此同时，也只有平流层的行星尺度异常才能下传到对流层。因此，对流层和平流层中任何一层的改变都会对行星波的传播产生影响并通过行星波的变化而影响另一层。前面分析的AO持续异常必然与北半球准定长行星波传播波导的振荡有密切关系。

E-P通量是描述波流相互作用的物理量，分析2009—2013年12月至翌年3月的EP通量及纬向平均气流的距平变化（图略），结果显示，2009年12月准定常行星波在对流层以极地波导为主，平流层以低纬波导为主，到2010年2月，1000 50 hPa基本都为极地波导。整个时间段，北半球准定常行星波传播的极地波导加强，而低纬波导减弱，这就使得60°N附近上空和高纬地区上空的对流层和平流层准定常行星波EP通量辐合，而在30°N附近上空的对流层中、高层准定常行星波E-P通量辐散。根据波流相互作用，即E-P通量辐合将导致西风气流减速，北半球纬向平均气流在60°N附近上空的对流层和平流层西风减弱，而在30°N附近的对流层中、上层西风加强，从而导致了这段时间AO的持续负值。对比发现，这种波流相互作用在2月最强，AO指数也在2月达到最大-4.3。2010年12月至2011年3月，北半球准定常行星波的传播同2009/2010年情况类似，只是早在2月的时候波导方向就发生了反转，对流层以低纬波导传播为主，平流层还是向极波导。这种改变使得北半球纬向平均气流在60°N附近上空的对流层和平流层西风加强，而在30°N附近的对流层中、上层西风减弱，AO指数转为正值（如图 11）。2012年12月至2013年3月准定常行星波传播波导的变化和2009/2010年类似，只是总体强度偏弱。2011年12月至2012年3月，12月对流层以低纬波导传播为主，平流层还是向极波导为主，E-P通量的辐合、辐散较其他几年偏弱，对应AO指数负值较小，呈现正负交替变化，AO无持续异常。

7 结论和讨论

本文从大尺度大气环流、水汽输送、太平洋及印度洋海温、平流层极涡强弱等方面分析了2009—2013年我国西南地区连续4年秋、冬、春季严重干旱的原因，得到以下结论：

（1）2009—2013年西南地区秋、冬、春季严重干旱同热带西太平洋、南海、中印半岛、孟加拉湾以及青藏高原东部的大气环流异常关系密切。这4年的秋、冬季西南大部分地区500 hPa都受异常下沉气流控制。2009/2010和2010/2011年受青藏高原东南侧的反气旋性距平环流外围西北气流影响，孟加拉湾暖湿空气难以输送到西南地区。2011/2012年以弱西风控制为主，2012/2013年受单一暖湿气流控制，冷暖交汇不明显。

（2） 西南地区连续4年的秋、冬、春季严重干旱同500 hPa南支槽的强弱及冷空气活动有密切关系。这4年的9—12月南支槽持续偏弱，2009/2010和2012/2013年影响最弱，槽前西南气流水汽输送减弱，到达西南地区的水汽相应偏少。2010/2011和2011/2012年冬季冷暖空气影响不同步，南支槽偏强时，冷空气较弱；冷空气较强时，南支槽却偏弱。

（3） 这连续4年的秋、冬、春季干旱中，2009/2010年、2010/2011年的连旱中经、纬向水汽通量距平总体呈现负异常，整层西风和南风水汽输送明显偏弱；2011/2012年，南风水汽输送明显加强，但是西风水汽输送依然偏弱，对应西部地区旱情较东部严重；2012/2013年，西风和南风水汽输送增强，这种增强主要是南亚季风的作用。

（4） 热带海表温度异常特征分析表明，受El Nino事件影响，在2009年冬季和2010年春季热带西太平洋上空对流层下层将出现反气旋环流异常，阻碍了西南地区的水汽输送。2010、2011和2012这3年的秋冬春季受La Nina事件影响，尤其是2010年La Nina事件强度较强，西太平洋副高反气旋环流较常年偏弱，位置偏东南，阻碍了来自南海的水汽输送。这3年中热带印度洋冬、春季海表面温度的异常偏高在干旱变化中也起了重要作用。

（5） 对平流层极涡的分析显示，2009—2013年都处于弱极涡控制下，北半球准定常行星波的异常变化使得2009/2010、2010/2011和2012/2013年冬春季60°N附近对流层中、上层的纬向平均西风减弱，而30°N附近对流层中、上层的纬向平均西风加强，造成了AO指数长时间的负值，使得东亚冬、春季冷空气活动路径偏东，到达西南地区的冷空气偏弱。

总体而言，这4年连旱中2009/2010年的旱情最为严重，2012/2013年次之，2010/2011和2011/2012年旱情较弱且局地性强。影响西南地区干旱的因素很多，各因素的相互作用也较复杂，本文只是从较为主要的几个方面进行了分析，如青藏高原冬季积雪对高原热力因素的影响，进而如何对西南干旱造成影响；El Nino和La Nina事件及其转换期对西南地区干旱的作用机理；前一年干旱（如土壤湿度、工程蓄水等）对下一年干旱的影响等方面还需要进一步研究。