认识区域水分循环特征对于经济、社会的可持续发展有着极其重要的作用，水汽输送是水分循环的重要一环，大气中的水汽输送不仅与大气环流有关，还受区域水分平衡影响｡东亚季风区以地理位置进行划分:副热带季风区^[1]，包括中国中部和东部大陆、韩国、日本等，该地区也被称为东亚夏季风区^[2-4]；热带季风区^[5]，包括南海和西太平洋热带地区；季风干旱区^[1，5-6]，范围大致为35° 53°N，76°116°E，包括中国西北、华北西部等地，年降水量小于200mm｡本文根据我国东部地区地形特点，综合考虑年降水量在400mm以上以及东亚夏季风区的范围，选取青藏高原和黄土高原东侧地势较为平坦的区域 (22° 41°N，105° 120°E) 进行研究，尽管该区域西北的部分地区与北方干旱区有一些交叉，但是该地区的绝大部分位于我国东部大陆的季风区内，气候比较湿润，因此本文称为季风湿润区｡

国内外学者对大气水分收支进行了许多研究，如Rasmusson等^[7-8]、Roads等^[9]、Schmitz等^[10]、Tren-berth等^[11]、Bisselink等^[12]利用再分析资料，分析了北美、欧洲地区水汽输送与大尺度水分循环之间的关系，并利用水汽平衡方程估算降水量和蒸发量的差值 (P-E)｡Serreze等^[13]、Zangvil等^[14]利用无线电探空资料及降水资料，研究了北美地区的大气水汽输送及水分循环的重要特征｡Simmonds等^[15]、Ninimiya^[16]利用再分析资料，指出来自孟加拉湾的水汽输送对中国夏季降水有重要影响｡Knippertz等^[17]利用再分析资料研究了全球热带水汽传输通道，解释了副热带降水及风暴成因｡同时，国内学者针对季风区水分收支进行了研究｡周天军等^[18]利用再分析资料，采用余差方法，计算了全球海气淡水通量，分析了全球水汽输送特点｡许多学者针对东亚季风区水分收支也进行过研究，黄荣辉等^[19]分析了1980-1989年东亚季风区夏季风的水汽输送特征，并与印度季风区夏季水汽输送进行比较，结果表明:东亚季风区夏季水汽输送特征明显不同于印度季风区夏季水汽输送｡范广洲等^[20]分析了华北地区夏季水量丰、枯年大气水分循环的差异｡苗秋菊等^[21]、赵瑞霞等^[22-24]利用再分析资料定量计算了黄河、长江流域水分收支的各分量，分析其季节循环、年际变化以及线性趋势变化，并描述了长江流域梅雨带水分收支总体效应和水分收支对水分循环的重要作用，对大尺度水汽输送和环流异常也进行了分析｡张文君等^[25]利用1990-1999年NCEP/NCAR和ECMWF资料估算了华北、长江流域和华南3个典型区域年平均、夏季和冬季的陆表水分收支，得到的水分收支距平年际变化与观测基本一致｡张洁等^[26]利用经验正交函数分解方法，揭示了我国春季典型降水异常型的分布特征，讨论了对应的水汽输送场和大尺度环流形势｡谢安等^[27]研究了夏季风期间长江中下游地区水汽输送的气候特征，分析了旱涝年水汽输送差异，发现长江中下游地区水汽水平输送特征在各月有很大差异｡施小英等^[28]研究了夏季青藏高原东南部水分收支的气候特征及其影响效应｡东亚夏季风的建立、推进对青藏高原东南部的水汽输入有重要影响，而青藏高原东南部的水汽输出则与夏季我国东部雨带的推进过程密切相关｡

这些研究极大推动了对季风区水分循环的研究，但以往这些对东亚季风区水分收支的研究更多侧重于某些特定时期、某些个例或某个较小范围，而对于整个东亚季风湿润区水分收支的气候特征及其对应的水汽输送环流异常进行的研究还不多，因而本文利用1958-2007年NCEP/NCAR月平均再分析资料，将东亚季风湿润区作为一个整体来考虑，分析东亚季风湿润区的水分收支和水汽输送的气候特征，进一步探讨水汽输送、水汽通量散度和水分收支的季节和年际变化特征｡

本文所用资料包括1958-2007年NCEP/NCAR月平均再分析资料，水平分辨率为2.5°×2.5°，包括8层等压面 (1000，925，850，700，600，500，400，300hPa) 水平风速、温度、相对湿度、降水、地面潜热通量 (计算蒸发) 以及地面气压资料；全国160个台站降水资料｡比湿由温度、相对湿度资料计算｡在对变量垂直积分时，为了减少计算误差，参照文献[25-26]方法，先在垂直方向上插值为等间隔的15层，然后进行积分 (考虑地形)｡

在不考虑大气中液态和固态水情况下，水汽平衡方程^[29]为

(1)

式 (1) 中，Q为整层大气水汽输送通量矢量，Q=(Q_x，Q_y)，E为蒸发量，P为降水量，W表示大气柱水汽总量｡

水汽通量散度^{[7，9，30-31]}定义为

(2)

式 (2) 中，l为研究区域的边界｡若对式 (1) 进行较长时间积分，就有接近于0^[7，14]｡根据式 (2)，式 (1) 可化为

(3)

在计算水汽通量散度中，边界水汽输送均取为边界值与边界内一圈值的平均值｡根据式 (2) 右端的水汽通量、式 (2) 左端的水汽通量散度以及式 (3) 左端的P-E，共3种方法来计算水分收支，分别简称为用水汽输送、水汽通量散度和P-E方法计算得到的水分收支，其中用水汽输送方法可以获得各个边界的输送情况，后面的分析以这种方法为主，在研究区域总体情况时与其他方法进行比较｡研究中，定义统计量来估算两组水分收支时间序列之间的偏差，其中x_i，y_i分别代表不同方法计算得到水分收支的时间序列，n为50年｡本研究中定义的东亚季风湿润区 (图 1) 共有6个边界，A边界:22° 30°N，105°E；B边界:30°N，105° 110°E；C边界:30° 41°N，110°E；D边界:41°N，110° 120°E；E边界:22° 41°N，120°E；F边界:22°N，105° 120°E｡

图 1

图 1. 东亚季风湿润区范围 Fig 1. Humid region affected by East Asian Monsoon

从多年平均的年总水汽输送气候态 (图 2) 可以看到，对于整个东亚季风湿润区，多年平均的主要水汽输送带是青藏高原南侧西南气流的水汽输送，水汽输送量值最大可达150kg·s^-1·m^-1，呈西南-东北向｡表 1给出了用水汽输送方法计算的东亚季风湿润区多年平均气候态下水分收支的季节变化，可以看到:西边界全年都有向东的水汽输入，东边界有向东的水汽输出，春季和夏季水分收支为负，即区域内在东西方向上有净的水汽流出，秋季和冬季水分收支为正，即区域内在东西方向上有净的水汽流入｡春、夏、秋、冬的收支与净收入之比分别为16%，40%，56%，4%，夏季和秋季较大，冬季最小；纬向水分支出与收入的年总和几乎抵消，其比值仅为0.002%，说明从全年看东西方向上流入、流出几乎达到平衡｡南边界除了秋季和冬季有较少的水汽向南输送外，其余季节水汽输送较多，方向向北，最强在夏季，可达27.9×10⁴ m³·s^-1｡经向水分收入也是夏季最大，可达19×10⁴ m³·s^-1｡春、夏、秋、冬的水分收支与水分收入之比分别为85%，68%，14%，0.002%；春季和夏季较大，冬季最小｡经向水分收入占净收入年总和的67%，表明东亚季风湿润区经向的水汽输送对区域水分收入起重要作用，造成区域内水汽辐合｡从整个东亚季风湿润区的水分收支情况可知，年总和对应水分收入，而春、夏、秋、冬四季也为水分收入｡四季水分收入分别占全年的43%，49%，5%，3%，其中春、夏水分收入最大，共占全年的92%｡

图 2

图 2. 1958-2007年东亚季风湿润区多年平均的年水汽输送的气候分布 (单位:kg·s-1·m-1，阴影区为水汽输送通量大于100kg·s-1·m-1的区域) Fig 2. Climatic distribution of the annual average moisture transport in humid region affected by East Asian Monsoon from 1958 to 2007(unit: kg • s-1 • m-1, the value of moisture transport flux in shadow area exceeds 100 kg • s-1 • m-1)

表 1

表 1 1958-2007年用水汽输送方法计算得到的东亚季风湿润区水分收支季节变化 Table 1 The seasonal variability of moisture budget calculated by moisture transport in humid region affected by East Asian Monsoon from 1958

表 1 1958-2007年用水汽输送方法计算得到的东亚季风湿润区水分收支季节变化 Table 1 The seasonal variability of moisture budget calculated by moisture transport in humid region affected by East Asian Monsoon from 1958

从用水汽输送和水汽通量散度方法计算的水分收支季节变化 (表 2) 可以看到，两者在4个季节的绝对误差分别为1，3.2，1.5m³·s^-1和2×10⁴ m³·s^-1，在夏季最大，而年总和仅为0.7×10⁴ m³·s^-1，相对误差为3%｡平均而言，春季和夏季的水汽输送最强，对应的水汽通量辐合计算的水分收支也最强，分别占全年辐合总量的44%，55.5%；秋季和冬季的水汽输送较弱，对应的水汽通量散度为辐散，其值分别占全年总量的0.5%｡

表 2

表 2 1958-2007年用和方法计算的东亚季风湿润区水分收支的季节变化和绝对误差 (单位:104 m3·s-1) Table 2 The seasonal variability and absolute error of themoisture budget calculated by and in humid region affected by East Asian Monsoonfrom 1958 to 2007 (unit:104 m3 • s-1)

表 2 1958-2007年用和方法计算的东亚季风湿润区水分收支的季节变化和绝对误差 (单位:104 m3·s-1) Table 2 The seasonal variability and absolute error of themoisture budget calculated by and in humid region affected by East Asian Monsoonfrom 1958 to 2007 (unit:104 m3 • s-1)

由图 3a 3c可见，在东亚季风湿润区水汽的纬向输送中，西边界上4月水汽输入最强，可达25×10⁴ m³·s^-1，最弱在8月，其数值为7.6 ×10⁴ m³·s^-1，全年均有水汽输入｡东边界水汽输出6月最强，可达为33.9×10⁴ m³·s^-1，9月最弱，其值为3.9×10⁴ m³·s^-1，全年均有水汽输出｡对于纬向水分收支，2-7月为净收入，其余月份为净支出，10月净收入最大，可达12.8×10⁴ m³·s^-1；6月净支出最大，其值可达11.5×10⁴ m³·s^-1｡由图 3d~3f可见，在东亚季风湿润区水汽的经向输送中，南边界主要为水汽输入，6月最强，最大值可达34.2×10⁴ m³·s^-1，5月和7月次之；5-7月水汽经向输入占全年的76.4%，10-12月及1月为负值，10月最弱，其值为-9.7×10⁴ m³·s^-1，表明有水汽从区域内流出｡3-10月北边界均有水汽输出，1，2月及11，12月为水汽输入，水汽输出最强在8月，达到12.5×10⁴ m³·s^-1｡北边界2-8月为经向净水分收入，其余月份为净支出，其中5-7月最大，占全年的86.2%｡水分收入最大在6月，可达29.4×10⁴ m³·s^-1，10月为水分支出最大，达到11.6×10⁴ m³·s^-1｡

图 3

图 3. 1958-2007年东亚季风湿润区多年平均纬向及平均经向水分收支的年循环 (a) 西边界，(b) 东边界，(c) 纬向水分收支距平，(d) 南边界，(e) 北边界，(f) 经向水分收支距平 Fig 3. The climatological average zonal and meridional cycle of moisture budget in humid region affected by East Asian Monsoon from 1958 to 2007 (a) from the west boundary, (b) from the east boundary, (c) the zonal net budget anomaly, (d) from the south boundary, (e) from the north boundary, (f) the meridional net budget anomal

由整个区域水分收支年循环 (图 4) 可见，水汽输送 () 计算出的水分收支在2-10月为水分收入，4-8月最大，5个月的总和占全年收入总量的82.1%，最大值出现在6月，其数值可达17.9×10⁴ m³·s^-1，比年平均值高11.4×10⁴ m³·s^-1｡1，11月和12月对应水分支出，12月水分支出最大，达到1.6×10⁴ m³ ·s^-1，比年平均值偏低8.2×10⁴ m³·s^-1，3月水分支出量占全年水分收支总量的3%｡利用水汽通量散度 (-) 计算得到的水分收支年循环在2-9月为水分收入，4-8月最大，其水分收入总和占全年水分收入总量的84.5%，水分收入最大出现在6月，其数值可达20.5×10⁴ m³·s^-1，比年平均值偏高13.8×10⁴ m³·s^-1，其余4个月为水分支出，占全年收支总量的12.9%｡利用P-E((P-E) ds) 计算得到的水分收支年循环在2-9月为水分收入，其中6-8月最大，3个月的总和占全年水分收入总量的69.7%，其余月份为水分支出，占全年收支总量的6.6%｡根据赵瑞霞等^[23]利用ECMWF资料讨论的黄河流域水分收支年循环变化情况，与P-E计算的水分收支年循环变化相类似，在7月达到最大值，4月以前、9月以后以水分支出为主｡而赵瑞霞等^[24]利用ECMWF资料讨论的长江流域的水分收支年循环变化情况指出，6月达到最大值，3-9月以水分收入为主，而整个东部季风湿润区的水分净收入更集中，出现在3-8月｡

图 4

图 4. 用水汽输送、水汽通量散度及P-E方法计算的1958-2007年平均东亚季风湿润区水分收支距平年循环 Fig 4. The climatological cycle of the moisture budget anomaly calculated by the moisture transport, moisture llux divergence and P-E motheds in humid region affected by East Asian Monsoon averaged from 1958 to 2007

东亚季风湿润区的北边界B段 (图 5a)，105°110°E的范围内全年都有向北的水汽输出，区域内水汽亏损，输出值在6-8月大于90kg·s^-1·m^-1，最大约为140kg·s^-1·m^-1｡由东亚季风湿润区的北边界D段 (图 5b) 可见，6-9月存在向北的水汽输出，7月初122°E附近有大于90kg·s^-1·m^-1的水汽输出，但是总体偏弱｡由东亚季风湿润区的南边界F段 (图 5c) 可见，2-8月在105° 110°E的范围内存在很强的水汽向北输入，区域内水汽增加，最大值出现在6月，可达230kg·s^-1·m^-1，10月以后出现水汽向南输出，区域内水汽亏损，最大值可达120kg·s^-1·m^-1，位于117°E附近｡东亚季风湿润区的西边界A段 (图 5d)，20° 27°N范围内2-8月存在向东的水汽输入，区域内水汽增加，最强出现在4月，可达220kg·s^-1·m^-1，9月以后逐渐转为向西，区域内水汽亏损｡西边界C段 (图 5e)，30° 41°N的范围内全年均有水汽向东输入｡东边界E段 (图 5f)，22°30°N范围内9-12月存在水汽向西输出，使区域水汽亏损，最大值可达180kg·s^-1·m^-1；区域为全年的水汽向东输送，使区域水汽增加，27°N附近6月强度最大，可达250kg·s^-1·m^-1｡

图 5

图 5. 1958-2007年多年平均的东亚季风湿润区水汽输送的时间-纬向分布和时间-经向分布 (阴影区的值大于100kg·s-1·m-1)(a) B边界，(b) D边界，(c) F边界，(d) A边界，(e) C边界，(f) E边界 Fig 5. The time-zone distribution and time-meridian distribution of moisture transport under the climatic mean state in humid region affected by East Asian Monsoon from 1958 to 2007 (the value of shadow area exceeds 100kg·s-1·m-1) (a) B boundary, (b) D boundary, (c) F boundary, (d) A boundary, (e) C boundary, (f) E boundary

图 6给出了利用水汽输送方法计算得到的东亚季风湿润区水分收支垂直分布的时间变化，从图 6可以看到:东亚季风湿润区水分收支距平在500hPa以上变化幅度较小，变化范围处于-0.5×10⁴~0.5×10⁴ m³·s^-1之间，以下变化幅度较大，变化范围处于-4×10⁴~3×10⁴ m³·s^-1之间｡对于纬向收支情况 (图 6a)，900 500hPa之间，20世纪60-70年代水分收支以正距平为主，进入80年代以后以负距平为主；1959-1964年存在最大正距平，可达3×10⁴ m³ ·s^-1以上，1965年后出现最大负距平，其数值可达-2×10⁴ m³·s^-1｡对于经向收支情况，500hPa以下；在60年代水分收支以负距平为主，1960，1963年存在负距平中心，其数值可达-3.5×10⁴ m³·s^-1以上；80-90年代水分收支以正距平为主，1980，1983年及1997年存在正距平中心，最大正距平可达3×10⁴ m³·s^-1以上｡从整个区域的收支情况来看，800 500hPa, 60年代和70年代初以正距平为主，进入80年代以后以负距平为主；800hPa以下，60年代以负距平为主，之后以正距平为主｡这种特征与利用水汽通量散度方法计算得到的结果 (图略) 基本一致｡

图 6

图 6. 1958-2007年利用水汽输送方法计算的东亚季风湿润区水分收支距平垂直分布的年际变化 (单位:104 m3·s-1)(深色阴影区值大于1×104 m3·s-1，浅色阴影区值小于-1×104 m3·s-1) Fig 6. The interannual change of the vertical distribution of moisture budget anomaly calculated by moisture transport method in humid region affected by East Asian Monsoon from 1958 to 2007(unit:104 m3·s-1) (the value of heavy shadow area exceeds1×104 m3·s-1, the light shadow area is below-1×104 m3·s-1)

从1958-2007年多年平均气候态下的东亚季风湿润区水分收支垂直分布 (图 7) 可见，纬向水分收入在950hPa以下较大，900 750hPa之间为负值，最小值约为-1.8×10⁴ m³·s^-1，即水分支出大于水分收入，水分亏损；750hPa以上水分收入和水分支出均较小｡经向收入层位于950hPa以上，最大值出现在850hPa, 约为1.7×10⁴ m³·s^-1｡整个区域的水分收支除了在850 hPa存在-0.1×10⁴ m³·s^-1的水分支出外，其余各层均为水分收入，最大收入出现在650hPa, 约为1.2×10⁴ m³·s^-1，这种垂直分布特征是与利用水汽通量散度计算得到的结果 (图略) 基本一致，只是水分收入层更薄一些，出现在400hPa以下｡

图 7

图 7. 1958-2007年利用水汽输送方法计算的多年平均的东亚季风湿润区水分收支垂直分布 Fig 7. The vertical distribution of climatological mean moisture budgetcalculated by moisture transport method under the climatic mean state inhumid region affected by East Asian Monsoon from 1958 to 2007

图 8a是1958-2007东亚季风湿润区利用水汽输送、水汽通量散度和P-E方法计算得到的水分收支距平，该时间序列有明显的年际变化，可以见到:3种方法计算得到的水分收入在1961年出现极大值，分别为11.5×10⁴ m³·s^-1，15.8×10⁴ m³·s^-1和9.3×10⁴ m³·s^-1，并且在近50年里都表现出显著的线性趋势，其中水汽输送方法计算的结果通过0.01显著性检验，水汽通量散度及P-E方法计算结果通过0.001显著性检验｡水汽输送与水汽通量散度方法、水汽输送与P-E方法及水汽通量散度与P-E方法计算的水分收支序列的相关系数分别为0.91，0.71，0.81，去除线性趋势后相关系数为0.93，0.69，0.73，其结果均通过0.001的显著性检验，而3种方法时间序列计算的相对误差ε百分率分别为17.4%，44.1%，44%｡图 8b~8e是1958-2007年东亚季风湿润区春、夏、秋、冬4个季节利用水汽输送、水汽通量散度和P-E方法计算的水分收支距平变化｡总体上看，春、秋季节水分收支表现出显著的线性减少趋势，与年平均一致，而在冬、夏季，这种线性趋势不显著；利用水汽通量和水汽通量散度计算得到的水分收支更接近｡这些对比结果说明，利用水汽通量和水汽通量散度方法计算得到的结果很接近，而与利用P-E方法得到的结果偏差较大，这种偏差大可能与再分析资料对降水量和蒸发量的估算误差较大有关，因此采用前两种方法估计水分收支是可行的｡这些结果与使用ECMWF资料对黄河流域^[23]、长江流域^[24]，我国东部地区^[25]水分收支的研究结果有相似性，虽然上述研究和本文在具体的时间段和范围上不一致，但都能较好地反映中国东部地区水分收支的变化情况｡

图 8

图 8. 1958-2007年东亚季风湿润区利用水汽输送、水汽通量散度及P-E方法计算的水分收支距平年际变化 (a) 全年，(b) 春季，(c) 夏季，(d) 秋季，(e) 冬季 Fig 8. The interannual changes of moisture budget anomaly calculated by the moisture transport, moisture flux divergence and P~E methods in humid region affected by East Asian Monsoon from 1958 to 2007 (a) annual budget, (b) spring, (c) summer, (d) autumn, (d) winter

本文利用1958-2007年NCEP/NCAR月平均再分析资料，对东亚大陆季风湿润区的水分收支特征进行了分析，得出如下结论:

1) 东亚季风湿润区多年平均气候态下的水分收支，全年为净水分收入，且四季也一样，春、夏贡献最大｡利用水汽输送计算得到的水分收支年循环特征表现为:2-10月为水分收入，其余为水分支出｡利用水汽通量散度、P-E方法计算的结果在2-9月为水分收入，其余为水分支出｡

2) 在6个边界上，B边界上全年都有向北的水汽输出；D边界6-9月有向北的水汽输出；F边界2-8月有强水汽向北输入；A边界2-8月有向东的水汽输入；C边界全年均为向东的水汽输入；E边界9-12月水汽向西输出，其余月份水汽向东输入｡

3) 利用水汽输送方法计算的水分收支垂直分布的年际变化特征显示:800~500hPa, 水分收支以正距平为主；800hPa以下，1972年之前以负距平为主，之后以正距平为主｡与利用水汽通量散度方法计算得到的结果基本一致｡

4) 多年平均气候态下，东亚季风湿润区利用水汽输送、水汽通量散度和P-E方法计算的水分收支距平的年际变化在近50年表现出显著的线性变化趋势，并且4个季节水分收支距平的年际变化明显｡