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，而水汽输送则是水分循环中重要的一环。因此，深入认识区域水分循环的特征，对于经济、社会的可持续发展有着极其重要的意义。我国地处亚洲季风区，大气中水汽多少受季风影响，冬、夏季风的交替及对应的天气、气候对我国的天气、气候变化有重要影响^[1-2]。讨论冬季季风湿润区内水汽收支的变化对于我国东部水分循环有重要作用，因此，对东亚季风湿润区冬季水汽收支的长期气候变化特征及其对应的大气环流异常进行研究有重要意义，对探讨我国东部冬季降水的变化规律，以及理解异常降水的机理有极其重要的帮助^[3]。

国外学者对大气水汽输送、水汽收支有过许多研究，Rasmusson等^[4-5]、Roads等^[6]、Simmonds等^[7]、Ninimiya等^[8]、Draper等^[9]用再分析资料，分析了北美、欧洲、亚洲、澳大利亚地区的水汽输送及大尺度水循环之间的关系，指出了水汽输送对当地的重要影响。Liu等^[10]、Leung等^[11]通过再分析、观测资料及模式结果的对比研究，估算了冬季美国西部河流流域的水汽收支，发现其中存在的差别。Ralph等^[12]通过飞机与卫星观测相结合，对冬季东北太平洋的水汽通量进行研究。Todd等^[13]通过对冬季热带温度槽中水汽输送的研究，揭示了其中的大气环流异常特征。Munoz等^[14]通过对冬季加勒比地区水汽通量等物理量的研究，揭示了该地区的大气环流特征。Arraut等^[15]研究南半球冬季降水及整层水汽输送，发现南美大陆气候态下的降水与水汽输送相关系数较高，而海洋上相关系数较低。Knippertz等^[16]指出冬季全球热带水汽传输路径，分析其与副热带降水及风暴形成的关系。Schafler等^[17]、Sohn等^[18]通过对卫星和再分析资料中冬季水汽输送的研究，发现了从1979年起热带南北向的Hadley环流和东西向的Walker环流都有增强的趋势。

国内的学者对东亚水汽输送、水汽收支也有较多研究，黄荣辉等^[19]指出东亚季风区水汽输送以经向输送为主, 而印度季风区则以纬向输送为主。He等^[20]对亚澳冬、夏季整层水汽输送的季节性转换特征进行详细分析。范广洲等^[21]通过数值模拟，研究青藏高原隆升前和隆升后西北干旱区冬季水汽收支的变化。徐祥德等^[22]通过研究长江流域旱、涝年整层水汽输送结构，揭示了整层水汽输送流入与流出边界总体收支呈同位相年际变化。Zhang等^[23]研究表明，在冬季厄尔尼诺成熟阶段，东亚东南沿海水汽输送、水汽辐合增加，对应降水增加，并明显不同于其他阶段。赵瑞霞等^[24-25]通过对再分析资料及实测资料分析，发现两种方法计算的冬季水汽输送及辐合有较好的一致性。简茂球等^[26]分析冬季广东地区大尺度水汽汇的年际和年代际变化特征及其与水汽通量变化的关系。张文君等^[27]使用NECP和ECMWF资料估算的我国东部陆表冬季水分收支、年际变化与观测基本一致。周长艳等^[28]研究发现：近44年，青藏高原东部冬季水分收入有微弱增加的趋势，但年平均有减少趋势。丁一汇等^[29]研究表明：西南季风将水汽输送到长江流域，并与该地冷空气汇合时，长江流域往往出现强降水；华北持续干旱的重要大尺度条件为大陆暖高压的盛行和水汽输送带的东移。施小英等^[30-31]研究表明：东亚季风的建立、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我国东部雨带的推进过程密切相关。索渺清等^[32]指出冬季水汽输送较弱，无强对流活动，南支槽前降水不明显，雨区主要位于青藏高原东南侧昆明准静止锋至华南一带。陈际龙等^[33]研究结果表明，当南亚纬向水汽输送偏强时，东亚—西北太平洋地区水汽输送的偶极型异常有利于长江中下游地区和江淮流域的水汽辐合负异常与华南和华北地区的水汽辐合正异常，从而引起我国东部的经向三极子雨型，水汽输送偏弱时则相反。Yang等^[34]对北方地区大气水汽状况进行了研究，发现冬季南部区域水汽含量较多，低层以净辐散为主。廖荣伟等^[35]分别从水汽通量、水汽通量散度以及降水蒸发差计算东亚季风湿润区的水分收支，分析其年际特征、垂直变化及水汽输送通道等特征。

有关研究成果推动了季风区水分循环研究的开展和深入^[36]，但过去的研究较多集中在夏季水汽输送、水汽收支的研究，由于季风显著的季节性差异^[37]，尤其对于冬季季风湿润区水汽收支的年际变化及对应的大气环流特征的研究还不多，特别是与我国降水异常特征的关系尚不明确，还有待于进一步探讨。为此，本文采用合成分析和物理量诊断方法，对冬季水汽收支年际变化特征，及其与收支相联系的大气环流特征和降水异常变化的关系进行探讨。

资料取自1958—2007年NCEP/NCAR2.5°×2.5°格点的月平均再分析资料及我国160站降水量资料；垂直积分时，先在垂直方向上插值为等间隔的15层，然后从地面进行积分^{[24-27, 35]}；此外，还计算了假相当位温 (θ_se)。

曲面积分的水汽平衡方程^[38]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^{[4-6, 35]}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 ^{[4, 35]}。这样, 式 (1) 根据式 (2) 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上与边界外一圈的平均值，季风湿润区冬季水汽收支的计算与文献[35]中一致。需要指出的是，下面的分析结果均为冬季季节平均值，如1960年冬季，系指1960年12月和1961年1—2月共3个月的平均值，依此类推。本研究定义的东亚季风湿润区共有6个边界 (如图 1所示)，各边界范围如下：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 (22°~41°N, 105°~110°E, 110°~120°E) Fig 1. The East Asian Monsoon Humid Region (22°—41°N, 105°—110°E, 110°—120°E)

由1958—2007年东亚季风湿润区冬季标准化水汽收支的时间变化 (图 2) 可见，该时间序列具有显著的年代际变化特征，然而没有显著的线性趋势。其中20世纪60年代、80年代以正值为主，70年代、90年代以负值为主，同时，水汽收支时间序列也表现出明显的年际变率，在1958，1960，1961，1968，1969，1984，1988，1989，1997年和2004年为水汽收支高值年，1964，1973，1976，1978，1985，1993，1995，1996，1998年和1999年为水汽收支低值年。文中根据冬季水汽收支的正、负确定极端高、低值年，对相应年份的风场、气压场、散度场、位势高度场、温度场、θ_se场、水汽输送及降水量进行合成，讨论它们的异常气候特征，并分析与东亚冬季风强弱及降水的联系。为此，标准化水汽收支时间序列，选取8个极端高低值年，其中极端高值年份为1958，1960，1961，1968，1984，1988，1989年和2004年。而极端低值年为1973，1976，1978，1985，1993，1995，1998年和1999年，并且这些高、低值年份的水汽收支异常都在1个标准差以上。

图 2

图 2. 1958—2007年东亚季风湿润区冬季标准化的水汽收支时间序列 Fig 2. The normalized temporal change of the water budgets in the East Asian Monsoon Humid Region during winter from 1958 to 2007

图 3a给出了在高、低值年差值合成的季风湿润区水汽输送异常，可以看到，显著的水汽通量异常经孟加拉湾、中南半岛、南海一线指向我国东南部，说明有更多的水汽从海洋向我国南方输送，这为我国南方地区的冬季降水增加提供了有利条件，而输送到30°N以北的水汽较少，对降水的支持较弱。图 3b给出了高、低值年差值合成的水汽通量散度异常，可以看出，显著的异常水汽通量辐合位于东亚大陆及西太平洋地区，最大中心位于30°N以南的季风湿润区，最大值可达3 mm·d^-1以上，表明有更多的水汽在此区域汇集，而南海为显著的异常水汽通量辐散区，异常辐散值可达4 mm·d^-1以上，最大中心位于菲律宾以西洋面，表明该地区有更多的水汽流出，结合水汽输送异常可以发现，冬季我国南方大气中的异常水汽主要来自于南海地区。

图 3

图 3. 东亚季风湿润区冬季水汽收支高、低值年差值合成的水汽输送、水汽通量散度分布 (阴影区表示通过90%信度检验) (a) 水汽输送，(b) 水汽通量散度 (单位：mm·d-1) Fig 3. Difference in composites for winter water vapor transport and divergence between the high and low years in the East Asian Monsoon Humid Region (the shaded represents passing the test of 90% level) (a) water vapor transport, (b) water vapor transport divergence (unit: mm·d-1)

图 4a给出了1958—2007年冬季东亚季风湿润区水汽收支时间序列与同期表面气压之间的相关系数。由图 4a可见，水汽收支与季风湿润区30°N以南地区的气压存在显著的负相关，最大的负相关出现在105°E附近，可达-0.4以上，而与太平洋地区的气压有显著的正相关，量值可达0.3以上。从图 4b给出的高值年表面气压及表面风场距平分布可见，东亚大陆为显著的负距平区，超过1 hPa的负距平位于青藏高原北侧、东侧，指示中纬度大陆弱的蒙古高压；显著的正距平位于东北太平洋，最大值超过4 hPa，指示着弱的阿留申低压，大陆和海洋之间为异常的海洋指向大陆的气压梯度，异常偏南风也相应出现在我国东部及沿海地区，并且向北延伸到30°N。低值年 (图 4c) 与高值年情况相反，异常气压梯度由大陆指向海洋，显著的负距平位于西太平洋中纬度地区，我国东部及沿海地区为异常偏北风。综合上述分析结果，在水汽收支高值年，当蒙古冷高压偏弱，阿留申低压也偏弱时，东亚的冬季风较弱；而在低值年，情况则相反。

图 4

图 4. 东亚季风湿润区冬季水汽收支时间序列与同期表面气压之间的相关系数 (a)，高值年 (b)、低值年 (c) 对应的表面气压 (等值线，单位：hPa) 及表面风场距平 (矢量) 分布 (灰色区域表示通过90%信度检验，粗虚线为1500 m高度) Fig 4. The correlation coefficient of winter water budgets and surface pressure in the East Asian Monsoon Humid Region (a), the high anomalies (b) and the low anomalies (c) of surface pressure (isoline, unit: hPa) and surface wind (vector) distributions (the grey area represents passing the test of 90% level, the thick dashed line represents the height of 1500 m)

对流层其他层次的大气环流异常特征在冬季水汽收支高、低值年也很显著。图 5a给出了高、低值年差值合成的冬季100 hPa风场异常分布，由图 5a可知，青藏高原被异常的气旋式环流控制，对应的环流中心位于青藏高原北侧和东侧，季风湿润区30°N以北地区为显著的异常东南气流，以南地区为异常偏西气流，这种环流形势在100 hPa辐散场异常分布 (图 5b) 也能得到反映，30°N以北为显著的异常辐散区，以南为显著的异常辐合区。而在850 hPa风场 (图 5d) 上，东亚大陆中纬度同样为异常气旋式环流控制，季风湿润区盛行显著的异常偏南风。图 5c给出了合成的500 hPa位势高度场异常分布，由图 5c可知，东亚大陆为负值区，超过25 gpm的负异常中心位于青藏高原北侧，显著的正异常中心位于西太平洋中纬度地区以东，中心值超过35 gpm，指示着高值年东亚大槽偏弱并向北缩，槽后西北气流减弱。图 6a给出了合成的850 hPa水汽通量散度异常分布，季风湿润区30°N以南为显著的异常水汽辐合区，对应水汽汇，最大值可达4×10^-5 kg·m^-2·s^-1以上，指示着有更多的水汽流入该地区，而中南半岛、南海为显著的异常水汽辐散区，指示着较强的水汽从该地区流出。

图 5

图 5. 冬季水汽收支高、低值年差值合成的100 hPa风场 (a)、100 hPa辐散场 (单位：107s-1)(b)、500 hPa位势高度场 (单位：gpm)(c)、850 hPa风场 (d) 的差值分布 (灰色区域表示通过90%信度检验；黑色区域表示地形) Fig 5. Difference in composites for winter wind at 100 hPa between the high and low years (a), divergence at 100 hPa (unit: 107s-1)(b), geopotential height at 500 hPa (unit: gpm)(c) and winter wind at 850 hPa (d) (the grey area represents passing the test of 90% level; the black area represents terrain)

图 6

图 6. 冬季水汽收支高、低值年差值合成的850 hPa水汽通量散度 (单位：10-5 kg·m-2·s-1)(a)、850 hPa假相当位温 (单位：K)(b)、22°~30°N平均的垂直速度 (单位：10-2 Pa·s-1)(c) 和假相当位温 (单位：K)(d) 及110°~120°E平均的垂直速度 (单位：10-2 Pa·s-1)(e) 和假相当位温 (单位：K)(f) 的差值分布 (灰色区域表示通过90%信度检验；黑色区域表示地形) Fig 6. Difference in composites for winter water vapor transport divergence at 850 hPa between the high and low years (unit:10-5 kg·m-2·s-1)(a) and pseudo-equivalent temperature (unit: K), 22°—30°N average vertical velocity (unit: 10-2 Pa·s-1)(c) and pseudo-equivalent temperature (unit: K)(d), 110°—120°E average vertical velocity (unit:10-2 Pa·s-1)(e) and pseudo-equivalent temperature (unit: K)(f) (the grey area represents passing the test of 90% level; the black area represents terrain)

以上分析表明：东亚季风湿润区冬季水汽收支高、低值年对应的大气环流确实能反映对流层的两个不同特征：在水汽收支高值年，蒙古冷高压偏弱，对流层低层和高层为异常气旋式环流，季风湿润区低层盛行异常偏南风，外界有较多水汽输入；而低值年情况则相反。

图 6b给出了高、低值年差值合成的850 hPa假相当位温异常分布，负异常出现在东亚大陆高纬度地区，指示着北方的冷空气在高纬度地区较强，而在50°N以南为正异常区，异常中心位于中南半岛以北，最大值超过3 K，西太平洋也存在超过2 K的显著正异常中心，指示着暖湿气流在上述地区较强。

由于季风湿润区30 °N以南的异常南风加强了辐合，造成该地区显著的异常上升运动和θ_se(图 6c~6f)，其中显著的异常上升区位于20°~35°N，105°E以东的大陆地区，伴随着正的假相当位温异常垂直分布，显著的正异常值可达1.5 K以上，而显著的异常下沉区位于南海上空，伴随着负的假相当位温异常垂直分布，显著的负异常值可达-3 K以下，因此，整层垂直环流呈逆时针结构。由此可见，在水汽收支偏高年，冬季风偏弱时，孟加拉湾、南海的暖湿水汽输送到季风湿润区30°N以南地区 (图 3a)，配合该地区加强的异常垂直上升运动，有利于该地区的降水增加。

为了讨论冬季水汽收支高低值年季风湿润区边界处的水汽输送状况，将边界整层水汽输送进行差值合成，由图 7可见，A边界整层异常西风水汽输入，在850 hPa，23°N附近有异常的显著中心，最大值超过15 kg·m^-1·s^-1。C, E边界900 hPa以上异常西风的水汽输送，以下为异常东风的水汽输送，不同在于C边界上层为异常西风水汽输入，最大异常显著值为7 kg·m^-1·s^-1，下层为异常东风水汽输出，最大值可达2 kg·m^-1·s^-1以上；而E边界相反，低层为异常西风水汽输出，对应量值在14 kg·m^-1·s^-1以上，其下层为异常东风水汽输入，量值约为2 kg·m^-1·s^-1。对于B, D, F边界，对应整层异常南风水汽输送，显著的异常水汽输入在F边界，900 hPa，107°E附近，可达16 kg·m^-1·s^-1以上，随高度向上异常水汽输入逐渐减少，B, D边界的异常水汽向北输出，量值远小于F边界异常南风输入的水汽量，其中B边界最大输出值为6 kg·m^-1·s^-1，D边界输出异常量值更小，仅为1 kg·m^-1·s^-1。以上结果表明：对于整个季风湿润区，冬季水汽的异常输入输出主要集中在600~900 hPa之间，除了A和F边界的整层、C边界的几乎整层、E边界的近地层为水汽输入，其余均为水汽输出。

图 7

图 7. 1958—2007年东亚季风湿润区冬季高、低值年差值合成的边界水汽输送差值分布 (单位：kg·m-1·s-1) (灰色区域表示通过90%信度检验；黑色区域表示地形) Fig 7. Difference in composites for the vertical distribution of winter water vapor transport in the border between the high and low years in the East Asian Monsoon Humid Region (unit: kg·m-1·s-1) (the grey area represents passing the test of 90% level; the black area represents terrain)

图 8a给出了高、低值年合成的降水差值分布，由图 8a可见，黄河流域以南的东部地区为正异常高值区，其中长江流域以南出现最大值超过40 mm的异常降水中心，指示着该区域降水偏多。从降水的标准差分布 (图 8b) 可见，长江流域以北降水变率较小，而超过35 mm的降水变率主要出现在长江以南地区，其中最大变率可达40 mm，这与水汽收支高、低值年合成的最大降水量差值相当，此外，该地区降水与水汽通量散度的相关系数显著 (图 8c)，主要的显著相关区位于长江流域以南地区，且在西太平洋近大陆地区存在高值中心，以上分析表明在异常水汽辐合显著区对应的降水也很显著。因此，根据水汽收支极端年份合成的降水可较好地反映冬季降水的极端变化情况。

图 8

图 8. 1958—2007年东亚季风湿润区冬季水汽收支高、低值年差值合成的降水量分布 (单位：mm)(a)，1958—2007年冬季降水量标准差 (单位：mm)(b) 及平均降水量与整层水汽通量散度的相关系数 (灰色区域表示通过90%信度检验) Fig 8. Difference in composites for winter precipitation between the high and low years (unit: mm)(a), the standard deviation of precipitation (unit: mm)(b), the correlation coefficient of precipitation and water vapor transport divergence (c) in the East Asian Monsoon Humid Region during winter from1958 to 2007 (the grey area represents passing the test of 90% level)

从东亚季风湿润区整个区域平均的高、低值年水汽收支和降水变化情况 (表 1) 可见：在高值年，水汽收入以经向为主，其距平值可达2.15×10⁴ m³·s^-1，比纬向收入距平多出1.71×10⁴ m³·s^-1，净收入达到2.59×10⁴ m³·s^-1，其中经向收入占净收入的83%，对应的区域平均降水正距平可达7.3 mm；在低值年，经向、纬向都以负距平为主。整个区域以净支出为主，由此对应的降水比高值年少34%。对于高、低值年的差值，经向上相差较大，可达4.83×10⁴ m³·s^-1，纬向较小，仅占经向差值的9%，而经向的收支变化占净收入变化的91.3%。以上分析表明，高、低值年的降水差异明显，主要由水汽收支高、低值年经向水汽收入与支出的变化造成，而纬向对此差异贡献不明显，这也很好地对应了季风湿润区主要由经向输入水汽的前述结论。

表 1

表 1 东亚季风湿润区冬季高、低值年区域平均的水汽收支及降水量距平变化 Table 1 The water budgets and precipitation between high and low years in the East Asian Monsoon Humid Region 距平 高值年 低值年 差值 经向水汽收支/(104m3·s-1) 2.15 -2.68 4.83 纬向水汽收支/(104m3·s-1) 0.44 -0.02 0.46 水汽净收支/(104m3·s-1) 2.59 -2.70 5.29 降水量/mm 7.3 -8.1 15.4

表 1 东亚季风湿润区冬季高、低值年区域平均的水汽收支及降水量距平变化 Table 1 The water budgets and precipitation between high and low years in the East Asian Monsoon Humid Region

东亚季风湿润区冬季水汽收支除了年际变化外，还有显著的年代际变化 (图 2)，在1958—1972年和1982—1992年以水汽收入为主，在1973—1981年和1993—2002年以水汽支出为主，特别地，在1973—1981年出现持续性水汽支出，1986—1992年出现持续性水汽收入的特征。为此，根据水汽收支的这种年代际差异，选择1986—1992年和1973—1981年作为典型代表，分析季风湿润区的水汽输送及降水年代际变化特征。

图 9a给出了1986—1992年和1973—1981年差值合成的冬季水汽输送，从图 9a可以看出：冬季主要有3条输入季风湿润区的异常水汽通道，包括南海向北的显著异常水汽输送，中纬度西太平洋指向我国东部沿海地区的显著异常水汽输送及孟加拉湾偏北的异常水汽输送，并在30°N，110°E以东地区汇合，说明20世纪80年代有更多的水汽从海洋向大陆输送，为华南、东南、长江中下游、江淮地区的降水增加提供了有利条件。图 9b给出了差值合成的降水分布，从图 9b可以看出：华南地区为显著的正异常区域，最大异常值大于30 mm，东南、长江中下游、江淮地区也为显著的正异常区，最大异常值均超过20 mm，指示着这些地区降水偏多，说明在水汽收支年代际尺度上，水汽收入阶段，当输送到季风湿润区的水汽偏强时，从海洋有更多的水汽输入我国大陆，造成更多的大气水汽收入，因此对应着季风湿润区的降水显著偏多。

图 9

图 9. 东亚季风湿润区冬季水汽输送 (a)、降水量 (单位：mm)(b) 的年代际变化 (灰色区域表示通过90%信度检验) Fig 9. The decade difference in composites for winter water vapor transport (a) and precipitation (unit:mm)(b) between the periods of 1986—1992 and 1973—1981 in the East Asian Monsoon Humid Region (the grey area represents passing the test of 90% level)

为了研究季风湿润区不同区域水汽收支的差别，本文以30°N为分界线，将季风湿润区划为南、北两个区域 (图 1)。由冬季南、北区域水汽收支的时间变化 (图 10a) 可见，两组曲线均具有明显的年际变化特征，且没有显著的线性趋势，两组时间序列相关系数为0.27，去掉趋势后相关系数为0.28，均通过99%的信度检验。南、北区域与整个区域的水汽收支的相关系数分别为0.94，0.59，超过了99.9%的信度检验，表明南、北区域与整个区域的水汽收支的变化具有一致性。南、北区域的水汽收支时间序列与同期水汽通量散度的相关系数分布 (图 10b，10c) 可见，北部区域的水汽收支与30°N以北的水汽通量散度存在显著的负相关，相关系数可达-0.7，同时南部区域的水汽收支与30°N以南的水汽通量散度也存在显著的负相关，相关系数可达-0.6，表明南、北区域的水汽收支与水汽通量散度具有反位相变化关系。从多年平均的南、北区域水汽收支 (表 2) 可见，南、北区域的水汽收入和支出相反，北部区域以水汽支出为主，完全由纬向支出造成，而南部区域以水汽收入为主，完全由纬向收入造成，表明纬向的水汽收入、支出对南、北区域的水汽收支影响大。对于南、北两个区域而言，纬向上净水汽收支为0.7×10⁴m³·s^-1，经向上为0.07×10⁴m³·s^-1，经向水汽收支仅占纬向的1/10，南、北区域的净水汽收支绝对误差为0.77×10⁴m³·s^-1。南、北区域的降水量差值为32.6 mm，南部区域的异常降水量占南、北区域总异常降水量的72%。以上分析表明，南、北区域的降水量差异明显，纬向水汽收入与支出对此差异贡献较大，经向变化的贡献不如纬向明显，且经向收支基本平衡。

表 2

表 2 东亚季风湿润区冬季多年平均的南、北区域经、纬向水汽收支及降水变化 Table 2 The climatological mean of water budgets and precipitation in north and south parts of the East Asian Monsoon Humid Region 区域 纬向水汽收支/(104m3·s-1) 经向水汽收支/(104m3·s-1) 区域水汽收支/(104m3·s-1) 降水量/mm 北部区域 -3.72 1.65 -2.07 20.6 南部区域 4.42 -1.58 2.84 53.2

表 2 东亚季风湿润区冬季多年平均的南、北区域经、纬向水汽收支及降水变化 Table 2 The climatological mean of water budgets and precipitation in north and south parts of the East Asian Monsoon Humid Region

图 10

图 10. 1958—2007年东亚季风湿润区冬季标准化的南、北区域水汽收支时间序列 (a) 及北部 (b)、南部 (c) 区域水汽收支时间序列与水汽通量散度的相关系数分布 (灰色区域表示通过90%信度检验) Fig 10. The winter normalized temporal change of the water budgets (a) and the correlation coefficient of water vapor transport divergence and water budgets in north (b), south (c) parts of the East Asian Monsoon Humid Region during winter from 1958 to 2007 (the grey area represents passing the test of 90% level)

东亚季风湿润区冬季水汽收支的时空变化涉及气候系统的动力、热力过程，对于我国东部水文循环有重要作用。本文利用1958—2007年NCEP/NCAR月平均再分析资料和我国160站降水资料，对东亚大陆季风湿润区冬季的水汽收支年际和年代际变化及对应的大气环流、降水异常变化特征进行了详细分析，得出如下结论：

1) 根据冬季水汽收支的时间变化，确定8个高值年及8个低值年，高、低值年不仅能够指示东亚季风湿润区经向风的异常变化，而且对季风湿润区的降水变率具有指示意义。

2) 水汽收支高值年，当蒙古冷高压偏弱，阿留申低压也偏弱时，存在由海洋指向陆地的温度梯度及气压梯度，对流层低层的异常偏南风也相应出现在我国东部及沿海地区，并且向北延伸到30°N，造成低层辐合加强，对流层中层500 hPa欧亚大陆为负异常区，西太平洋中纬度地区为正异常区，指示着东亚大槽偏弱，槽后西北气流减弱，而对流层高层为异常气旋式环流。这种整层的异常逆时针环流加强了30°N以南季风湿润区的辐合和上升运动，配合南海、孟加拉湾的暖湿水汽输送，造成大气中水分收入增多，有利于该地区的降水增加；而在低值年情况则相反。

3) 6个边界上，高、低值年合成的水汽输入主要集中在600~900 hPa之间，除了A，F和C边界的整层，E边界的近地层为水汽输入，其余均为水汽输出。

4) 东亚季风湿润区水汽收支高、低值年的降水差异显著，主要由高、低值年经向水汽收入与支出的变化造成，而纬向变化对此差异贡献不明显。

5) 冬季季风湿润区南部、北部区域水汽收支的变率较为一致。在多年平均气候态下，南、北区域的水汽收入、支出相反，降水差异明显，纬向水汽收支的变化对此差异贡献较大，经向的贡献不如纬向明显。

6) 东亚季风湿润区冬季水汽收入与支出阶段的年代际特征，不仅对应着水汽在季风湿润区输送的强弱及从海洋输入我国大陆水汽的多寡，而且对应着季风湿润区降水的多少。