水分循环是一个与人类经济、社会发展息息相关的复杂过程，而水汽输送则是水分循环中的重要一环。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，因此，深入认识区域水分循环特征有助于人类社会的可持续发展。我国地处亚洲季风区，大气中水汽的多少受季风影响很大，季风携带的水汽到陆地形成降水，降水的多少可引起旱涝灾害，从而影响人类生活。夏季风的年代际变化对我国东部水分循环有重要影响，夏季季风湿润区水汽收支的变化对于我国东部水分循环有重要作用。因此，研究我国东部季风湿润区夏季水汽收支的长期气候变化特征对于认识我国东部夏季降水的变化规律和相关机理有重要意义。

许多学者对大气水汽输送、水汽收支进行研究，如Rasmusson等^[1-2]、Roads等^[3]、Simmonds等^[4]、Ninomiya^[5]、Bisselink等^[6]利用再分析资料探讨了北美、欧洲、亚洲、澳大利亚等地的水汽输送与水分循环之间的关系。Liu等^[7]、Draper等^[8]通过研究北美、澳大利亚一些流域的水汽输送特征发现，经向与纬向的水汽输送存在明显差异。Munoz等^[9]通过研究夏季加勒比地区低空急流变化规律揭示了降水与低空急流水汽通量辐合、辐散之间的联系，发现5—9月低空急流输送水汽最强。Arraut等^[10]研究了南半球冬季降水及对流层的水汽输送特征，指出在南美大陆气候态下，降水与水汽输送相关高，而在海洋上相关系数较低。Knippertz等^[11]指出夏季热带地区强水汽输出对热带地区的影响。Schäfler等^[12]、Sohn等^[13]通过揭示了Hadley环流和Walker环流对水汽输送的影响。

一些学者也对东亚的水汽输送和水汽收支开展研究。叶笃正等^[14]研究指出，西太平洋暖池对夏季亚洲季风区水汽源汇及水汽输送有重要影响。黄荣辉等^[15]进一步指出，东亚夏季风区水汽输送以经向输送为主, 印度夏季风区以纬向输送为主，且水汽平流及风场辐合对两个区域的降水贡献不同。Kwon等^[16-17]、Yao等^[18]、Wu等^[19]分析了20世纪90年代初东亚夏季降水的年代际变化，并揭示了与印度季风的联系。He等^[20]研究夏季整层水汽输送的季节性转换特征，讨论亚洲季风区与印度季风区的水汽输送，指出夏季和冬季关键期热带水汽输送带有明显区别。Zhang^[21]研究表明，当印度季风区水汽输送偏强时，东亚上空的水汽输送常偏弱，西太平洋副热带高压西侧东亚上空向北的水汽输送减弱，使长江中下游降水偏少。徐祥德等^[22]通过研究夏季长江流域旱、涝年对流层水汽输送的空间结构，指出整层水汽输送流入与流出边界总体收支的年际变化呈同位相特征。Zhou等^[23]指出夏季降水异常型与普通季风降水对应的水汽输送有明显的区别。赵瑞霞等^[24-25]发现夏季水汽输送和水汽辐合区域有较好的一致性。简茂球等^[26]分析了夏季广东地区水汽汇的年际和年代际变化特征以及与水汽通量的关系。周长艳等^[27]研究表明，近44年青藏高原东部夏季水分收入呈增加趋势。丁一汇等^[28]研究表明，对长江流域而言，西南季风将水汽输送到该区域，与冷空气汇合，往往导致该区域的强降水发生；而华北地区的持续干旱与大陆暖高压控制和相应的水汽输送带位置偏移有关。Ding等^[29]指出，发生在20世纪90年代初的降水年代际变化可能与东亚夏季风和热带东风急流减弱有关，从而造成偏南风的水汽输送减弱，以及中国北方降水减少。施小英等^[30-31]研究表明，东亚夏季风建立和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。陈际龙等^[32]研究表明，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。廖荣伟等^[33-35]分别从水汽通量及其散度以及降水和蒸发讨论了东亚季风湿润区的水汽收支情况，研究了其空间分布和年际变化特征。武麦凤等^[36]研究了渭河流域暴雨过程的水汽输送、水汽收支及大气中的水汽含量。叶晨等^[37]研究指出2009年北京“1101”暴雪形成的水汽输入、输出方向和水汽输送通道。

这些研究加深了对东亚季风区水分循环的认识。然而，过去的研究多集中在夏季降水的变化特征方面，且由于季风的显著季节性差异^[38]，尤其是关于夏季我国东部季风湿润区水汽收支的年代际变化与水汽输送和大气环流的关系尚不明确，因此，本文以水汽收支时间序列在20世纪90年代出现的一次年代际变率为依据，采用合成分析和物理量诊断分析方法，对1983—2002年夏季水汽收支的这次年代际变化特征进行研究，并探讨与水汽收支相联系的大气环流和降水的异常变化特征。

本文使用1983—2002年NCEP/NCAR 2.5°×2.5°格点月平均再分析资料及我国660站观测降水资料，文中的计算过程参考了文献[33-35]，从地面到300 hPa对变量q及V进行垂直积分；此外还计算了假相当位温 (θ_se)，其中，水汽通量散度^{[1-2, 33-35]}定义为

(1)

式 (1) 中，Q为整层大气水汽输送通量；l为研究区域的边界。

根据较长时间积分的曲面积分的水汽平衡方程^[39]，结合式 (1) 可得到

(2)

式 (2) 中，P为降水量; E为蒸发量。

计算水汽通量散度时，边界水汽输送均取为边界值与边界外一圈值的平均值，季风湿润区夏季的水汽收支根据文献[33-35]的方法计算得到。需要指出的是，本文的分析结果均为1983—2002年内夏季6—8月的平均值。按照文献[34]划分，我国东部季风湿润区共有6个边界，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

图 1. 我国东部季风湿润区 (矩形框所示)[34] Fig 1. The monsoon wetness region in Eastern China (rectangle)[34]

由1983—2002年季风湿润区夏季标准化水汽收支的时间变化曲线 (图 2a) 可见，该时间序列具有显著的年代际变化特征，其中20世纪90年代以正值为主，80年代以负值为主。根据这次年代际变化，挑选1983—1992年为水汽收支低值年代，1993—2002年为水汽收支高值年代。与水汽收支相似，区域平均降水在1992年前后同样有明显的年代际变化特征，且降水与水汽收支的相关系数为0.71(达到0.001显著性水平)，二者的一致性也说明了水汽收支年代际变率的可靠性。本文以30°N为分界线，将季风湿润区划分为南北两个区域 (图 1)，计算表明：南、北两个区域的水汽收支与整个区域的相关系数分别为0.75，0.45，超过了0.05的显著性水平，这表明南、北两个区域的水汽收支与整个区域水汽收支的变化具有一致性，且南、北两个区域的水汽收支时间序列均与同期的整层水汽通量散度呈显著的负相关，表明其与水汽通量散度之间的反位相变化关系。根据 (图 2b) M-K检验统计量曲线的交点年份，夏季季风湿润区的水汽收支在1992年发生明显突变，表明这次年代际变化具有代表性，整个季风湿润区水汽收支可以反映大气环流的异常变化情况。为此，本文对1983—1992年和1993—2002年的风场、气压场、散度场、位势高度场、温度场、θ_se场、水汽输送及降水进行合成分析，以讨论它们的异常特征，并分析与东亚夏季风强弱及异常降水的联系。

图 2

图 2. 1983—2002年季风湿润区夏季标准化水汽收支和区域平均降水的时间序列 (点线为在1983—1992年和1993—2002年平均的标准化降水)(a) 以及水汽收支的M-K检验统计量曲线 (直线为达到0.001显著性水平线)(b) Fig 2. The normalized temporal curves of the water budgets and regional mean rainfall in the monsoon wetness region during summer from 1983 to 2002 (the dotted line represents the averages of the standardized precipitation over 1983—1992 and 1993—2002, respectively)(a) and the statistic curve of the M-K test for water budgets (the straight line represents the 0.001 level)(b)

图 3a给出了在1983—1992年和1993—2002年合成的降水差值分布，由图 3a可知，长江流域及以南地区为正异常区，其中华南、东南出现最大值大于100 mm的异常降水中心，指示着该区域降水异常偏多。由降水的标准差分布 (图 3b) 可见，黄河流域及江淮地区的降水变率较小，而超过60 mm的降水变率主要出现在长江流域及以南地区，其中长江中下游、华南地区最大变率可达100 mm以上，这与高值、低值年代合成的降水差值相当。此外，从季风湿润区平均的降水量与水汽通量散度的相关系数分布可见 (图 3c)，整个季风湿润区以负相关为主，显著的负相关区位于长江中下游及以南地区和华北地区，且最大负相关可达0.6以上，这表明较强的水汽辐合区对应着较多的降水。因此，用1983—2002年水汽收支的年代际变化可以较好地反映该时间段内降水的年代际变化情况。

图 3

图 3. 夏季季风湿润区水汽收支高值、低值年代合成降水量及夏季季风湿润区降水与整层水汽通量散度相关分布 (阴影区表示达到0.1显著性水平) (a) 降水量差值 (高值减低值；单位：mm)，(b)1983—2002年降水量标准差 (单位：mm)，(c) 降水量与整层水汽通量散度相关分布 Fig 3. Composite difference of summer precipitation between high and low value decades of water budgets and the correlations between regional mean precipitation and the divergence of vertically integrated water vapor flux in the monsoon wetness region (the shaded denotes passing test of 0.1 level)(a) the composite difference of summer precipitation (high minus low; unit: mm), (b) the standard deviation of summer precipitation during 1983—2002(unit: mm), (c) correlations between regional mean precipitationand the divergence of vertically integrated water vapor flux

图 4a给出了合成的整层水汽输送差值分布，由图 4a可知，在东亚—西太平洋区域，水汽输送表现为4个异常环流圈，其中在20°~30°N的我国东部呈现出异常气旋式环流特征，而在40°~60°N的东亚大陆、18°~30°N的西太平洋和5°~20°N的孟加拉湾呈现出反气旋式环流特征。显著的异常偏北气流经我国东北、华北和中部地区指向孟加拉湾东部，呈东北—西南向，而南海显著的异常偏南气流指向我国东南部沿海。图 4b给出了合成的整层水汽通量散度差值，由图 4b可见，显著的异常水汽通量辐合位于长江流域及以南地区，并与来自中南半岛中部的异常水汽辐合带连成一片，最大中心位于29°N，115°E附近，最大值超过3 mm·d^-1，表明在水汽收支偏多的年代有更多的水汽在此区域汇集；长江流域以北地区为较小范围的异常水汽辐散，最大值约为2 mm·d^-1，孟加拉湾南部为显著的异常水汽通量辐散区，异常辐散值可达2 mm·d^-1以上，菲律宾群岛附近洋面也存在2 mm·d^-1以上的异常辐散区，这些表明上述地区有更多的水汽流出。与水汽通量差值场、水汽通量散度差值比较，可以发现夏季我国东部季风区的大气水汽异常主要来自于南海和热带西太平洋地区。

图 4

图 4. 夏季季风湿润区水汽收支高值和低值年代合成的整层水汽通量和水汽通量散度差值 (阴影区表示达到0.1显著性水平) (a) 水汽通量 (单位：kg·m-1·s-1), (b) 水汽通量散度 (单位：mm·d-1) Fig 4. Composite difference of vertically integrated water vapor flux and its convergence between high and low value decades of water budget in the monsoon wetness region (the shaded denotes passing the test of 0.1 level) (a) water vapor flux (unit: kg·m-1·s-1), (b) divergence of water vapor flux (unit: mm·d-1)

图 5a给出了合成的表面气温差值分布，由图 5a可见，显著的异常高温区位于东亚大陆的蒙古高原，最大值可达1℃以上，同时孟加拉湾和南海也是异常高温区，表明在水汽收支高值年代亚洲大陆的气温明显高于低值年代。由图 5b可见，东亚大陆中高纬度为异常的高压区，其中心位于蒙古高原，中心值超过1hPa，并出现异常反气旋式风场配合，而在日本群岛以东存在异常低压和气旋式环流，且异常的气压梯度 (这里定义为从高指向低) 由大陆指向海洋，这样的分布表明高值年代亚洲大陆低压比低值年代弱。我国东部沿海地区盛行显著的异常偏南气流，华北—西南—孟加拉湾一线盛行异常的偏北气流，表明水汽收支高值年代来自热带西太平洋—南海的偏南气流强于低值年代，而来自孟加拉湾的偏南气流则偏弱。在合成的海温差值图上 (图 5c)，西太平洋及我国东南部近海的海温为显著的正异常，指示着水汽收支高值年代该海域表层水温偏高，造成水汽蒸发强于低值年代，同时，我国东部沿海较强的偏南气流，有利于海洋上更多的水汽输送到大陆。

图 5

图 5. 夏季季风湿润区水汽收支高值和低值年代合成的表面气温差值 (单位:℃)(a)、表面气压 (等值线，单位：hPa) 及风场 (矢量) 差值 (b)、海表温度差值 (单位:℃)(c)(阴影区表示达到0.1显著性水平; 粗虚线为1500 m高度) Fig 5. Composite difference of summer surface temperature monsoon wetness region (unit: ℃)(a), the surface pressure (isoline, unit:hPa) and wind (vector)(b) and SST (unit:℃)(c) (the shaded denotes passing the test of 0.1 level; the thick dashed line denotes the height of 1500 m)

上述分析结果表明，我国东部季风湿润区水汽收支高值年代，亚洲大陆低压偏弱，大陆、海洋温度偏高，低层在我国东部沿海地区盛行偏南气流；而在低值年代，情况则相反。

水汽输送与大尺度的环流形势密切相关，对流层各层的大气环流异常特征在夏季水汽收支高低值年代也很显著。图 6a给出了合成的夏季100hPa风场差值，由图 6a可见，东亚大陆异常环流为一个经向波列，其中30°N以北为异常的反气旋式环流，对应的异常环流中心位于中西伯利亚，而在20°~30°N的地区为异常气旋式环流，中心位于30°N，118°E附近。由300hPa辐散场差值图 (图 6b) 可知，我国东南部沿海、30°N以北地区为异常辐合区，表明高值年代高空辐合强；20°~30°N的地区为显著的异常辐散区，表明高值年代高空辐散强。图 6c给出了合成的500hPa位势高度场差值，由图 6c可见，显著的正异常中心区位于蒙古高原和西伯利亚，异常中心值超过20gpm，30°N以南的东亚大陆为负距平区。由850hPa风场差值图 (图 6d) 可知，东亚20°~30°N地区为异常气旋式环流，而在东亚40°~60°N、西太平洋10°~30°N和5°~20°N的孟加拉湾为反气旋式环流，从我国东北经华北和中部到孟加拉湾东部盛行异常偏北气流，从热带西太平洋和南海到我国东南部沿海盛行异常偏南气流。

图 6

图 6. 夏季季风湿润区水汽收支高值和低值年代合成的100 hPa风场 (单位：m·s-1)(a)、300 hPa辐散场 (单位：107s-1)(b)、500 hPa位势高度场 (单位：gpm)(c) 和850 hPa风场 (单位：m·s-1)(d) 的差值分布 (阴影区表示达到0.1显著性水平；黑色区域表示地形) Fig 6. Composite difference of summer wind at 100 hPa (unit: m·s-1)(a), wind divergence at 300 hPa (unit:107s-1)(b), geopotential height at 500 hPa (unit: gpm)(c) and wind at 850 hPa (unit: m·s-1)(d) in the monsoon wetness region (the shaded denotes passing the test of 0.1 level; the black area denotes terrain)

图 7a给出了合成的300 hPa水汽通量散度差值分布，由图 7a可知，我国南方以异常水汽辐散为主，其中心值超过2×10^-6kg·m^-2·s^-1。图 7b给出了合成的850 hPa水汽通量散度差值，长江流域及以南地区为显著的异常水汽辐合区，对应异常水汽汇，最大值可达4×10^-5kg·m^-2·s^-1以上，指示有更多的水汽流入该地区；长江流域以北地区存在显著的异常水汽辐散，孟加拉湾、南海地区同样为显著的异常水汽辐散区，指示着有更多的水汽从上述地区流出。由300 hPa假相当位温差值图 (图 7c) 可知，东亚—西太平洋中低纬度地区为显著的负异常区，差值超过-1.5 K。850 hPa假相当位温差值 (图 7d) 表明，孟加拉湾、我国东部地区为正异常高值区，差值可达1.5 K，负异常低值区出现在菲律宾群岛附近，差值约为-2 K。

图 7

图 7. 夏季季风湿润区水汽收支高和低值年代合成的300 hPa (单位：10-6kg·m-2·s-1)(a)、850 hPa (b) 水汽通量散度差值分布 (单位：10-5kg·m-2·s-1)、300 hPa (c)、850 hPa (d) 假相当位温差值分布 (单位：K)(阴影区表示达到0.1显著性水平; 黑色区域表示地形) Fig 7. Composite difference of summer water vapor flux divergence at 300 hPa (unit: 10-6kg·m-2·s-1)(a) and 850 hPa (b)(unit: 10-5kg·m-2·s-1), pseudo-equivalent temperature (unit: K) at 300 hPa (c) and 850 hPa (d)(unit: K) in the monsoon wetness region (the shaded denotes passing the test of 0.1 level; the black area denotes terrain)

图 8a为合成的沿22°~30°N平均的纬向垂直环流差值，由图 8a可见, 青藏高原上空低层为异常下沉运动，伴随着负的异常假相当位温；而显著的异常上升区位于105°~120°E的范围，伴随着正的异常假相当位温，异常值可达1K以上。图 8b为合成的沿110°~120°E平均的经向垂直环流差值，由图 8b可见，在30°N以南存在一个逆时针旋转的异常垂直环流，并且在20°~30°N为异常上升运动，伴随着正的异常假相当位温，正异常值最大可达1.5K以上，而南海上空为显著的异常下沉气流区，伴随着负的异常假相当位温；在30°~40°N之间存在一个顺时针旋转的异常垂直环流，在30°~35°N附近为异常下沉运动，伴随着负的异常假相当位温。

图 8

图 8. 夏季季风湿润区水汽收支高值和低值年代合成的22°~30°N平均 (a)、110°~120°E平均 (b) 的垂直环流 (矢量; u，v单位：m·s-1；w单位：10-2 Pa·s-1，w扩大2倍) 和假相当位温 (等值线，单位：K) 差值分布 (阴影区表示达到0.1显著性水平; 黑色区域表示地形) Fig 8. Composite difference of summer 22°—30°N average (a) and 110°—120°E average (b) of vertical circulation (vector; unit of u, v: m·s-1; unit of w:10-2 Pa·s-1, w is expanded by 2 times) and pseudo-equivalent temperature (isoline, unit: K) in the monsoon wetness region (the shaded denotes passing the test of 0.1 level; the black area denotes terrain)

由此可见，在夏季我国东部季风湿润区水汽收支的高值年代，我国东南沿海地区盛行的偏南风强，来自南海和西太平洋暖湿水汽输送较强，对流层低层空气质量和水汽辐合较强，当地垂直上升运动也加强，有利于该地区的降水增加；而低值年代大气环流情况则相反。此外，本文还采用回归分析方法重复了上述合成分析，回归分析结果 (图略) 与合成分析基本一致。

由表 1可见，在水汽收支高值年代，水汽收入以经向为主，距平值为5.8×10⁴m³·s^-1，纬向为水汽支出，距平值为-3.3×10⁴m³·s^-1，湿润区的水汽净收入为2.5×10⁴m³·s^-1，其中经向收入占总收支距平的63.7%，相应的区域平均降水距平为18.1 mm；而在低值年代，经向水汽收入少于高值年代，距平值仅占高值年代的7%，且距平值为负，为-0.4×10⁴m³·s^-1，纬向水汽支出的距平值为-0.8×10⁴m³·s^-1，距平值为高值年代的24%，整个区域净收支距平值为-1.2×10⁴m³·s^-1。对于高值、低值年代水汽收支距平的差值而言，经向上的差值较大，可达6.2×10⁴m³·s^-1，而纬向上相差较小，经向的距平差值占总收支距平差值的71.3%。高值、低值年代整个区域的水汽均以净收入为主，低值年代比高值年代的净收入少24.3%，对应的降水量比高值年代少18%。这些结果表明，在季风湿润区水汽收支高值、低值年代的降水差异明显，水汽收支的差异主要是由经向收入变化造成的。

表 1

表 1 我国东部季风湿润区夏季高值、低值年代水汽收支及区域平均降水量距平及其差值 Table 1 Composite values of the summer water budgets and precipitation between high and low value decades in the monsoon wetness region of Eastern China with their differences 距平 高值年代 低值年代 差值 经向水汽收支 /(104m3·s-1) 5.8 -0.4 6.2 纬向水汽收支 /(104m3·s-1) -3.3 -0.8 -2.5 水汽净收支 /(104m3·s-1) 2.5 -1.2 3.7 降水量/mm 18.1 -14.4 32.5

表 1 我国东部季风湿润区夏季高值、低值年代水汽收支及区域平均降水量距平及其差值 Table 1 Composite values of the summer water budgets and precipitation between high and low value decades in the monsoon wetness region of Eastern China with their differences

本文利用1983—2002年NCEP/NCAR月平均再分析资料和我国660站降水资料，对我国东部季风湿润区夏季水汽收支的年代际变化及相应的大气环流、降水特征进行了分析，得出如下结论：

1) 在20世纪90年代初季风湿润区夏季水汽收支具有显著的年代际变化特征，且伴随着该区域降水的显著异常，二者相关系数可达0.71。

2) 20世纪90年代初期前后，东亚—西太平洋区域的整层水汽输送存在显著差异，且水汽通量辐合显著异常区位于长江流域及以南地区，而水汽辐散的显著异常区位于长江流域以北地区、南海及西太平洋地区。

3) 在季风湿润区水汽收支偏强的年代，在对流层低层，亚洲大陆高纬度地区低压偏弱，我国北方和中部盛行偏北风，高纬度地区东部沿海地区盛行异常偏南风，在南方地区水汽汇集更明显，并伴随强烈的上升运动，有利于降水发生。

4) 当季风湿润区水汽收支偏强时，长江流域及以南地区为降水正异常区，其中华南、东南出现大于100 mm的异常降水中心。在水汽收支高值、低值年代，季风湿润区的水汽收支均为净收入，只是在低值年代的净收入比高值年代偏少24.3%，同时低值年代的降水量比高值年代偏少18%。此外，在水汽收支的高值、低值年代之间，经向水汽收支的距平变化比纬向偏大，且经向收支的距平变化占总收支距平变化的71.3%，而纬向收支的距平变化则较小。

由此可见，东亚夏季风在20世纪90年代初出现了一次年代际转型。东亚地区副热带高压的位置移动、范围变化，可以影响我国长江流域及以南地区的降水；西北太平洋夏季海温的增减影响海陆之间的温度差异，可使夏季风变弱，导致我国降水发生变化；欧亚大陆春季积雪的变化等也可能是发生这次年代际变化的重要原因^[40-42]。目前对于导致这次年代际变化的原因尚不清楚，还需要进一步的研究。此外，上述采用NCEP/NCAR再分析资料所得到的年代际变化特征还要从其他再分析资料得到进一步证实。