我国西南周边地区近年来出现了连续干旱的极端事件，主要有2005年春季云南异常干旱，2006年夏季川渝地区特大干旱，以及2009年秋至2010年春以云南、贵州为中心的5个省份的旱灾(黄荣辉等，2012)，造成了难以估量的损失，备受人们关注。其中从2009年秋季至2010年春季我国西南地区发生的严重干旱，无论持续时间和发生区域或降水减少程度都是近50年来所罕见的，一些专家学者从不同角度对该事件做出了分析(宋洁等，2011；黄荣辉等，2012；钱维宏和张宗婕，2012)。该区域气候多变，近年发生的持续性干旱，其中的影响因素很多，物理机制也较复杂，值得我们深入探讨研究。

该地区降水量时空分布变化很大，降水空间分布不均，并有明显的干湿季之分，雨季降水量约占全年的85%以上，干季仅占15%左右(段旭等，2000)。可见夏季和秋季降水在整个西南地区的年降水中占有重要比例，夏、秋两季降水的变化直接影响到全年降水的变化形势。刘丽等(2011)的研究结果指出，云南省的年总降水量和强降水事件的发生分布均具有明显的年代际变化特征，而20世纪70年代至90年代初期为强降水事件的稀发时期。近60年以来，我国西南地区年平均降水呈现明显减少趋势，其中秋季降水距平线性减少12%，秋季降水和年平均降水趋势均呈现显著减少(李聪等，2012)。

我国西南周边地区地处低纬高原，受到东亚季风和南亚季风的共同影响，是两支季风的交汇区，也是季风变异的敏感区，因此其气候受季风活动影响明显。季风活动存在多时间尺度的变化特征，是气候系统多要素相互作用的结果。很多研究指出亚洲季风存在减弱的趋势(Wang，2001)，东亚季风的减弱造成了中国南涝北旱的格局(王会军和范可，2013；丁一汇等，2013)。从20世纪70年代中期开始，东亚夏季风和冬季风呈减弱趋势，齐冬梅等(2012)分析认为，东亚夏季风减弱是西南地区年降水减少的一个重要影响原因。另有研究发现云南地区降水与南亚季风的关系比东亚季风更紧密(Li et al，2014)。云南等西南地区秋冬春连旱偏多的原因之一可能与孟加拉湾季风结束偏早有关(李聪等，2012)。也有很多研究针对西南地区降水的年代际变化特征的相关背景做出了研究(陶云等，2003；陆曼云等，1987；李永华等，2012；杨辉等，2012)，认为在少雨时期和多雨时期，高低空大气环流有差异较明显的分布型态，包括高低空急流、南亚高压位置、孟加拉湾南支槽活动等系统均有体现。

那么西南周边地区这种连年干旱的发生是偶然的极端事件，是年际变化振荡，还是更长的年代或年代际以上的变化趋势？这是一个有重要现实意义的科学问题。前人对我国西南周边地区降水特征已经开展了较多研究，并分析了影响降水的大气环流背景。但是，上述研究中缺少合理描述影响研究区域夏、秋季节降水的季风活动的指标，另外特别针对影响降水年代际大气环流异常探究较少，尤其是秋季的情形。本文着重分析西南周边地区夏、秋季节降水的变化特征，将从季风活动、环流场背景等方面探讨降水变化的可能影响机制。西南区域气候变化直接关系到区域经济可持续发展、水资源利用、环境变化、人民生活等一系列重大问题。因此，开展西南周边地区降水变化特征的分析，特别是该区域湿润季节的变化趋势分析有着重要的科学意义，对我们的防灾减灾工作提供信息。

在本文中，降水观测数据包括云南省124站1961～2009年观测资料，以及来自CRU(Climatic Research Unit)1901～2009年高分辨率(0.5°×0.5°)全球格点月平均地面数据集CRU_TS_3.10(Harris et al.,2014)。与其他类似资料相比，CRU资料在其重建过程中包括了严格的时间均一性检验，空间分辨率更高，时间尺度更长，已经被广泛用于全球气候变化的科学研究中(Foll and et al.,2001; Jones et al.,2001)。风场资料采用NCEP/NCAR(National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research)的1960～2009年逐月的再分析资料(2.5°×2.5°)(Kalnay et al.,1996)。

我们选择西南周边地区(10°～30°N，90°～115°E)作为研究区域。采用的主要统计方法有相关分析，合成分析，Morlet小波分析，滑动平均处理，利用最小二乘法计算线性趋势等。

图 1给出了西南周边地区降水量分布及其季节演变图，可以看到该区域降水量呈现出明显的空间分布不均特征。春季大值中心位于云南西侧的高原南麓和华南区域，达到400 mm，而云南等区域的降水量较小；夏季沿孟加拉湾东岸的中南半岛西部降水量最多，超过1800 mm的范围形成明显的雨带，而西南地区及其以南的中南半岛中部仍然是相对的降水量小值区；秋季降水量由半岛东南西三面沿海地带向北递减，沿海地带降水量达到400 mm以上；冬季整个区域进入干旱季节，只在中南半岛东部沿岸及我国华南有少量降水。总体上，从西南周边地区的降水量的气候分布图可以看到，各个季节东南西三面沿海地带降水量多于内陆，东西两侧沿海地区降水量较大，夏季至冬季降水量分布大值区从西向东推移，我国西南地区处于降水量相对小值区。这一分布特征的形成和其地形有关，也和季风活动有关。一般认为，西南地区东面的区域是受到东亚季风的控制，其西面恰好是受到南亚季风的影响。

图 1 1901～2009年西南周边地区(a)春、(b)夏、(c)秋、(d)冬季季节平均降水量(单位：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)

从云南省内124站实测降水、云南地区(20°～30°N，97°～107°E)及整个西南周边地区(10°～30°N，90°～115°E)CRU全年累积降水量的逐年演变曲线可以看到(图 2)，云南地区和西南周边地区两个区域全年降水量的年际变化特征具有较高一致性，旱涝年份都有很好的对应，而且两个区域四个季节降水量序列也体现同样的关系(图略)。这体现了它们的降水性质相似，影响因素相近。因此，本文通过进一步分析研究区域的降水时间变化特征，试图找出近年来我国西南地区连续干旱的可能原因。

图 2 1961～2009年降水量标准化序列。蓝色为云南省台站降水量，绿色为云南地区(20°～30°N，97°～107°E)的CRU降水量，红色为西南周边地区(10°～30°N，90°～115°E)的CRU降水量Fig.2 St and ardized series of annual precipitation during 1961-2009. Blue histograms st and 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)

近50年来西南周边地区不同季节降水量的变化特征在图 3中给出。从其原始序列可以看到(图 3a、3c、3e、3g)，各季节降水量除了存在各自的年际变化特征外，还存在明显的年代际振荡特征，尤其是春、夏、秋三个季节。从九点滑动平均处理后的曲线(红色实线)可知，春季降水量在20世纪70年代至80年代初，该区域降水量处于异常多的时期，之后直到20世纪末为降水量负异常时期，进入21世纪主要呈现另一个多雨时期。夏季降水从1975年之后进入降水量偏少时期，1995年后又回复到降水量正距平。而秋季降水从1990年之后进入降水量偏少时期。值得注意的是，2005年以后，夏、秋季降水同时呈现降水负异常。事实上1960年至今，在我国西南地区夏季降水量线性趋势 －170.4 mm(100 a)⁻¹，秋季降水量线性趋势－62.5 mm(100 a)⁻¹(图略)，均呈现减少趋势。

图 3 1960～2009年标准化降水量序列(左列；红色线为9年滑动平均曲线，蓝色线为线性趋势线，黑虚线为±1参考线)及其累积距平(右列)：(a、b)春；(c、d)夏；(e、f)秋；(g、h)冬Fig.3 ime series of st and ardized 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

图 3b、3d、3f和3h给出了累积降水量异常的逐年演变曲线，更明显的呈现出各季节降水量发生了多次转折，存在多个年代际振荡的相位，曲线的拐点的位置表示多雨期和少雨期交替出现的时间。例如夏季在1975年的极大值说明在该年之后降水量开始出现负距平，并能一直持续到下一个极小值点1993年。另外，春季和冬季的累积距平基本保持负值，不同的是春季降水量正负振荡相比冬季较多。春季降水量累计距平曲线在20世纪70年代中期以及90年代末以后呈上升趋势，冬季降水量累计距平则从20世纪80年代末开始一直上升，这表明降水量在相应时段具有较明显的增加趋势，而冬季降水量1990之前的极小值点可以初步识别为突变点。同时期对比夏季和秋季，累积降水量距平曲线基本是相反的走势。

综上所述，西南周边地区不同季节的降水量有明显的年际、年代际变化差异，但更为主要的是季节降水量在过去50年各时段的变化趋势是不相同的，我国西南地区夏、秋累积降水量呈现显著减少趋势。西南周边地区降水量的年际变化图(图 3)显示，夏季降水量在2000年以后处于一个降水减少时期，同时秋季降水在2000年以后仍处于一个降水量负异常阶段。

由于受到季风活动的影响，西南周边地区的降水具有明显的干、湿季节分别。如果考察其四季的降水量，可以看到，西南周边地区春、夏、秋、冬季降水量分别占全年降水总量的20%、51%、25%和4%。夏、秋两季降水量最多，合占总量的75%以上，由此本文将夏季和秋季定为该区域的湿季节，重点对此季节的降水特征作进一步解析。为方便对该地区湿季降水量做出有效可信的周期分析，我们选取时间跨度更长的CRU历史数据做出Morlet小波分析，图 4给出的是降水量标准化序列及其对应的小波系数模的平方分布。

图 4 1901～2009年标准化降水量异常序列(左列)及其Morlet小波功率谱分析(右列)：(a、b)夏季；(c、d)秋季；(e、f)夏、秋季累积。在小波分析图中(右列)，纵坐标是时间尺度，等值线是小波变换系数模的平方，阴影区域为去噪声后通过了90%信度检验的区域，锥形曲线以外的点状区域为受“头部影响”的边界Fig.4 Time series of st and ardized 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

夏季、秋季以及两季累积降水量普遍存在3～4年的年际变化周期，另外它们各自年代际尺度以上的周期也十分显著。其中，夏季降水量在1910～1930年期间存在准10年的周期，但该周期信号在此后基本减弱消失。近100年普遍存在显著的25～30年的周期，结合其时间序列分析，2005之后将进入该周期的负位相时期，其影响下的夏季进入降水量偏少时期(图 4a、4b)。秋季降水量为显著的35年(1915～1990年)和准10年(1940～1980年)周期，其中自1990年以后该季节降水量一直处于35年周期的负位相，同样是近年来秋季降水量为负距平的原因之一(图 4c、4d)。我们将夏、秋季降水量累加(图 4e、4f)，得到其显著周期为30年和5～10年周期，再结合其时间序列分析，2000年之后也将进入30年周期的负位相时期，意味着西南周边地区的湿季降水量将迎来一个偏少的时期，可能是近年来西南地区连年干旱的重要原因。这对今后这一地区降水变化的趋势预估具有极为重要的意义。

由于研究区域地处亚洲季风区，西南周边地区同时受南亚季风和东亚季风的影响，夏季风的活动强度必然影响着该区域的实际降水量。很多研究指出我国云南初夏5月降水量与孟加拉湾季风有密切关系(晏红明等，2003；郑建萌和段旭，2005；陈艳等，2006)。也有研究(李聪等，2012)指出孟加拉湾季风结束偏早使得云南干季降水量减少。而马锋波等(2009)认为南海季风强度指数强弱对于云南年降水量的影响大于南亚季风强度指数，另外云南年降水量与亚洲季风指数相关性存在明显的年代际振荡变化。Wang and Lin(2002)的研究还发现，亚洲地区在南亚季风区和西太平洋季风区之间，即中南半岛和云贵高原一带，还存在着一个过渡区，在该过渡区内季风降水量的变化与其他几个季风区的不同。Lü et al.(2006)提出亚洲夏季风最先在中南半岛南端及其毗邻的安达曼海爆发(平均在5月2候)，并且该区域的季风活动强弱能对西南周边地区整个雨季降水有持续的影响作用。因此，在本节我们考察西南周边地区降水量与中南半岛季风活动的关系。采用该区域的季风指数来代表中南半岛季风的强度，季风指数的表征参考Webster and Yang(1992)的定义，计算区域中南半岛南端及其毗邻的安达曼海域(10°～15°N，90°～110°E)的850 hPa和200 hPa平均纬向风的差。

考察发现，研究区域秋季降水量序列与所取秋季季风指数相关性，相比夏季的降水量与夏季指数好，特别是与10月份的季风指数相关系数很高。如图 5所示，整个秋季降水量与10月季风指数相关系数为0.34，10月降水量与10月季风指数达0.47，均通过了95%的信度检验。9～11月是夏季风逐渐南撤时期，一般认为，该区域的夏季风结束于10月，该月平均季风指数大小是此时夏季风强度以及季风结束时间早晚的重要表征之一。同时注意到，大约从1990年开始，10月份季风强度指数序列显示该区域夏季风进入偏弱的历史时期，可能原因是夏季风的年代际减弱变化趋势或者是夏季风结束偏早，而这个减弱时期与秋季降水量年代际变化负位相时期恰好吻合，由此我们认为，季风活动的减弱是影响研究区域湿季降水量的重要原因。

图 5 1960～2009年(a)秋季降水量异常与季风结束日期距平(单位：候)、(b)秋季降水量异常与季风持续时间(单位：候)、(c)季风持续时间(单位：候)与夏、秋季累积降水量异常、(d)季风持续时间(单位：候)与全年降水量异常的标准化序列Fig.5 St and ardized 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

由该区域(10°～15°N，90°～110°E)逐候的高低空纬向风切变季风指数，进一步得到季风活动日期序列。我们参考了前人的工作(李聪等，2012；晏红明等，2003，2013)，将季风开始日期监控期定为4、5月，即18～30候，结束日期监控期为10、11月，即54～66候。以0 m s⁻¹为临界指数，季风指数持续2候超过临界指数的第一候确定为中南半岛季风开始候，持续2候小于临界指数并且200 hPa转为东风的第一候确定为季风结束候，两者之间所经历的时间为季风持续时间。如此得到中南半岛季风爆发的平均日期在第25候，撤退的平均日期在第63候(图略)，与前人研究结果相近(Lü et al.，2006；柳艳菊和丁一汇，2007)。结果表明季风开始日期与研究区域春季降水量、季风结束日期与秋季降水量、季风持续日期与湿季降水量均有显著的相关关系，部分结果在图 6中给出。

图 6 1960～2009 年（a）秋季降水量异常与季风结束日期距平（单位：候）、（b）秋季降水量异常与季风持续时间（单位：候）、（c）季风持续时间（单位：候）与夏、秋季累积降水量异常、（d）季风持续时间（单位：候）与全年降水量异常的标准化序列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

分析发现西南周边地区秋季降水量多少与中南半岛季风结束早晚有一定的对应关系。图 6a为1960～2009年西南周边地区秋季降水量距平和中南半岛季风结束候的变化。可以看到，1979、1993、1994、1998、2004、2009年，这些季风结束均偏晚3候以上的年份秋季降水量偏少；相反，中南半岛季风结束偏晚的大部分年份则秋季降水量偏多，例如1972、1973、1983、1989、1996、1999、2008年。1960～2009年西南周边地区秋季降水量距平和中南半岛季风结束时间变化的相关达0.39。我们观察图 6b发现，季风持续时间偏短年份，秋季降水量往往偏少，而且，季风持续时间偏长时秋季降水量偏多。这种关系与上述图 6a的情况相比更好，特别在季风偏强年的对应关系。这就说明在亚洲夏季风逐渐减弱撤退的季节，西南周边地区的降水量多寡不仅受季风结束时间的影响，同时也和季风爆发的早晚有一定关系，其中10月降水量与季风开始候序列相关达－0.46(图略)。上述图 6b呈现的相关关系本身存在着年代际的转变，在20世纪70年代以后两者关系更为密切。另外考察发现季风持续时间长短与夏、秋季累积降水量以及全年降水量都有显著的相关性(信度水平为99%)(图 6c、6d)。当季风持续42候以上的年份，西南周边地区湿季降水量和全年降水量出现偏多或者正常，当季风持续不足34候时，湿季降水量和全年降水量容易出现偏少。一般认为，在季风偏弱的年份不仅爆发偏晚同时结束偏早，造成季风持续时间也较短，反之亦然(李聪等，2012)，所以会呈现以上有关的对应关系。由以上分析可以得到结论，西南周边地区湿季降水量和季风活动密切相关，尤其与季风的结束有直接的联系。

降水量的异常往往与同期的大气环流异常相联系，本节我们从年代际环流异常的角度出发，分析湿季降水量和大气环流异常之间的统计关系。根据图 3c中西南周边地区降水量序列所体现的年代际振荡特征，截取夏季的多雨时期为1960～1974年、1991～2005年，少雨时期为1975～1990年、2006～2009年，分别做出异常风场的合成(相对1960～2009平均风场)。700 hPa上多雨时期(图 7a)在我国东部区域出现一致的异常偏南风，蒙古一带为异常气旋性环流。在西南周边地区，该时期呈现西风异常，利于来自孟加拉湾水汽的输送，是该区域夏季风偏强的体现。少雨时期均与之相反，蒙古地区为异常反气旋性环流，孟加拉湾越赤道气流以及西南气流偏弱(图 7b)。200 hPa上，多雨时期在我国南部和欧洲东部呈现大范围气旋性异常环流，少雨时期则为反气旋性异常环流(图 7c、7d)。

图 7 夏季多雨时期(左列)与少雨时期(右列)的(a、b)700 hPa、(c、d)200 hPa平均风场异常(单位：m s−1)。图中字母A表示反气旋，C表示气旋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” st and s for anticyclone，and the “C” st and s for cyclone.

图 8将以上两者做差值并做显著性检验(施能等，2004)，700 hPa的差值场表明少雨时期的形成与当地夏季风的年代际偏弱有关。该季节气候平均的南亚高压中心位于(25°N，90°E)附近的青藏高原南麓(图略)，少雨时期200 hPa出现的显著反气旋性异常可能与南亚高压中心东西振荡有关，该时期对应的是高压中心偏东并略有偏北(图 8b)。有研究表明，当南亚高压中心位置偏东时，包括西南地区在内的我国南方都出现降水量偏少(Wei et al.,2014)。当南亚高压位置北抬时往往伴随东伸的趋势，有利于出现西南地区夏季降水量偏少的环流形势，它的偏北程度与西南地区降水量成负相关(陆曼云等，1987；李永华等，2012)。

同样根据图 3e中西南周边地区降水量序列合成秋季的多雨时期1960～1967年和1983～1992年，少雨时期1968～1982年和1993～2009年的风场异常。700 hPa上多雨时期(图 9a)在我国东部区域出现异常的偏南风，孟加拉湾和西南周边地区为较强的西南风异常。少雨时期均与之相反(图 9b)，在孟加拉湾、中南半岛和云贵高原有异常偏东风，这表明来自孟加拉湾暖湿气流偏弱，造成冷暖空气难以在西南地区交汇(黄荣辉等，2012)。另外多雨时期200 hPa上，青藏高原上空为气旋性异常环流，东西两侧则为反气旋性异常环流，“中东—青藏高原—东亚”一线，形成“反气旋—气旋—反气旋”异常环流场扰动型态，少雨时期的扰动波型位相相反(图 9c、9d)。杨辉等(2012)在分析云南省冬季降水异常时得到相似扰动型态。这种扰动结构可能体现了亚洲副热带西风急流的活动强弱对孟加拉湾南支槽的影响，当急流加强时，准静止波能量从中东到东亚传播，可引起青藏高原—孟加拉湾低压槽的加深(纪立人等，2008)。而急流减弱时，对应着青藏高原附近为反气旋环流异常(图 9d)。

图 8 夏季少雨时期与多雨时期的风场差值(单位：m s−1)及其F统计量检验：(a)700 hPa；(b)200 hPa。浅灰阴影和深灰阴影分别为通过了95%和99%的信度检验区域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

图 9 秋季多雨时期(左列)与少雨时期(右列)的平均风场异常(单位：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

另外注意到图 10差值场中，中南半岛区域高层(200 hPa)和低层(700 hPa)相反方向的异常东西风，体现出偏弱的纬向季风环流，这与上一节中季风指数的分析对应，即秋季降水量偏少与该区域季风活动偏弱关系密切。由夏半年进入冬半年，南亚高压中心的趋暖性使得整个高压环流系统从高原上空往东南方向撤退，中心到达较暖的西北太平洋上空。200 hPa秋季气候平均的东风区域处于15°N以南(图略)，多雨时期该区域为异常东风，或意味着南亚高压此时期能维持较长时间，撤退偏晚。少雨时期与之差异显著，我国南海上空呈现西风异常(图 10b)，南亚高压中心较早撤退到海洋上。再者对比以上分析，造成夏季少雨和秋季少雨的200 hPa环流结构异常有较大不同。影响夏季降水量的主要环流异常为南亚高压中心位置的东西振荡，秋季则是副热带西风急流传导的异常波型以及南亚高压撤退的特征。

图 10 同图 8，但为秋季Fig.10 Same as Fig. 8，but for SON

为了进一步从更大的范围来观察图 8b和图 10b中呈现的环流分布型，我们给出图 11。在夏季(图 11a)，位于亚洲急流轴北侧50°N附近，有一条异常环流的波型，从格陵兰岛南部一直延伸至阿拉斯加上空。图 8b欧洲东部上空的反气旋性环流异常是此波型的一部分。同时发现，在急流轴南侧的30°N附近也存在另一条波型，从我国上空延伸至东太平洋。而在秋季亚洲上空急流增强，波型扰动的分布更加紧凑(图 11b)。位于急流轴北侧，从大西洋东北部一直延伸至广泛的西伯利亚地区，在急流轴南侧的波型，从北非西部发展延伸至北太平洋，图 10b发现的“中东—青藏高原—东亚”一线扰动型态是它的中间部分。

图 11 少雨时期与多雨时期的200 hPa风场差值(黑色线)及纬向风速等值线(红色线)：(a)夏季；(b)秋季。纬向风只给出了风速大于或等于15 m s−1的等值线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

类似上述这种绕球尺度的波型已得到许多学者的关注(Ding and Wang，2005；Huang et al.,2011)。与前人研究情况有所不同的是，我们所得到的波型是从降水年代际异常的条件下所得，因此结果也与前人有所差异。波型的分布位置并不与亚洲急流中心吻合，而是位于急流轴的两侧，沿着急流两侧不对称分布。一方面，夏季北侧波型比南侧波型分布更规律，秋季南侧波型比北侧波型扰动中心分布更密集。另一方面，北侧的波型波长随季节变化不大，南侧波型随着秋季急流增强，扰动波长变小。再者，夏、秋两季相比，夏季波型发展延伸得更远，可能与夏季急流中心分布狭长，风速相对较缓有关。

Watanabe(2004)的研究认为，冬季位于欧洲—大西洋的NAO信号首先在亚洲急流入口的涡度源处集中，随后通过急流波导东传至东亚和北太平洋。另有研究发现，南亚季风区北部的对流活动激发了Rossby波的响应，对东北大西洋至东亚上空的波型有加强作用(Ding and Wang，2007)。而本文给出的波型也明显开始于东北大西洋—欧洲一带区域(图 11)，进一步追溯其源头，可能与极地附近的异常反气旋环流有关。可见由急流引导的对流层高层扰动波型对西南周边地区气候乃至亚洲气候都带来一定影响。

利用云南省124站观测资料及CRU高分辨率的降水观测数据，分析了我国西南周边地区的降水量时空变化特征。并进一步对该地区夏、秋季节降水量的周期以及降水量与季风活动的关系、旱涝时期环流背景做出分析，以探讨其年代际变化的可能影响机制。本文研究得到以下主要结论：

(1)我国西南周边地区的降水量空间分布随季节演变，总体来看，中南半岛东部西部沿海地区降水量较大，而我国西南地区处于降水量相对小值区。各季节区域平均降水量序列具有明显的年际变化以及年代际振荡特征，呈现各自的正负相位特征时期。

(2)西南周边地区的降水具有明显的干、湿季节分别。夏、秋两季累积降水量约占全年的75%，为该区域主要的湿润季节。小波分析得出其年代际尺度以上的主要周期，夏季降水量为25～30年周期，秋季降水量为35年和准10年周期，夏、秋累积降水量为30年周期。2005年之后，夏季降水量进入25～30年周期的负位相时期，同时秋季降水量仍处于35年周期的负位相，两者相配合意味着西南周边地区的湿季降水量将迎来一个偏少的时期，可能是近年来西南地区连续干旱的重要原因。

(3)通过考察该区域季风指数与降水量序列的相关性，发现秋季降水量和季风活动密切相关，尤其与季风的结束有直接的联系，表现为该区域10月季风指数与秋季降水量相关性很强。从1990年开始，该月的夏季风进入偏弱的历史时期，这个减弱时期与秋季降水量年代际变化负位相时期恰好吻合。另外，季风开始日期与研究区域春季降水量、季风结束日期与秋季降水量、季风持续日期与湿季降水量均有显著的相关关系。因此，季风活动的减弱是影响研究区域湿季降水量的重要原因。

(4)夏季秋季少雨时期与多雨时期环流场存在显著差异。在700 hPa，夏季和秋季的少雨时期均在我国东部地区呈现异常偏北风，中南半岛为异常偏东风，这是夏季风相对弱的体现，或与夏季风活动的开始、持续、结束时间有关。造成夏季少雨和秋季少雨的200 hPa环流结构异常有较大不同，夏季少雨时期我国上空呈现显著的反气旋性异常环流，而秋季少雨时期高原上呈现显著的反气旋性异常环流，其两侧为气旋性异常环流，“中东—青藏高原—东亚”一线形成“气旋—反气旋—气旋”异常环流场扰动型态。