中国东部地处亚洲季风区。早在80多年前，我国著名气象学家竺可桢(1934)首先提出东亚夏季风对中国降水的影响。受东亚夏季风的影响，来自孟加拉湾、南海和热带西太平洋等地的水汽给我国东部带来充沛降水。东亚夏季风的进退对应水汽输送的增强和减弱，造成了中国东部降水雨带北进和南撤(涂长望和黄士松，1944；陆渝蓉和高国栋，1987)。就整个夏季而言，中国东部降水的年际变化主要受到东亚夏季风强弱的影响(黄荣辉等，2006；Huang et al., 2007)，例如，施能等(1996)、Zhang(2001)、张庆云等(2003)指出东亚季风偏强(弱)时，西太平洋副热带高压位置偏北(南)，此时有利于长江降水偏少(偏多)，华北降水偏多(偏少)。与此同时，我国东部夏季降水的年代际变化也显著受到东亚夏季风的调控作用(Huang et al., 2004)，例如，黄荣辉等(1999)、周连童和黄荣辉(2003)、周晓霞等(2008)指出伴随东亚夏季风在20世纪70年代中后期年代际减弱，中国东部容易出现“南涝北旱”的降水格局。Kwon et al.(2007)、邓伟涛等(2009)的研究表明了在20世纪90年代中期东亚夏季风又发生了一次明显的年代际变化，这次变化的特征是中国华南地区夏季降水明显增加。类似的，Ding et al.(2008)的研究也表明了中国东部夏季降水分别于1978年和1992年前后发生了两次显著的年代际变化，这两次年代际变化特征是东亚夏季风降水雨带明显南移。

东亚夏季风通过影响西太平洋副热带高压等环流系统及相应的水汽输送从而影响夏季主雨带的位置，季风性水汽输送及其来源是研究降水的重点之一。早在20世纪50年代，谢义炳和戴武杰(1959)、Murakami(1959)就指出中国夏季降水的两个水汽来源：一是从太平洋高压南沿以南风及东南风的形式进入我国内陆，二是印度低压的东南方以西南风的形式进入我国西南部。Simmonds et al.(1999)利用ECMWF(The European Centre for Medium-Range Weather Forecasts)风场资料和NCAR(National Center for Atmospheric Research)的降水资料，通过计算水汽通量差值场指出来源于孟加拉湾和南海地区的水汽对中国东部地区夏季降水造成重要影响。陈际龙和黄荣辉(2008)、黄荣辉等(2011)指出中国东部夏季降水异常的三级子型分布主要由东亚—西北太平洋地区水汽输送的偶极子型异常引起。田红等(2002)利用EOF分析得出中国东部夏季降水多的时期南海异常水汽输送方向是由西太平洋进入的。对不同地区而言，不同水汽路径对该地区的降水贡献存在显著差异。例如，谢安等(2002)指出来自孟加拉湾经中南半岛的水汽输入是长江中下游地区降水的主要水汽来源。Zhou and Yu(2005)利用EOF分析得到长江中下游地区降水的水汽直接来源于孟加拉湾和南海，但最初来源于菲律宾海。吕梅等(1998)、Chu et al.(2016)通过沿纬圈上的空气质点的轨迹积分来反映气流对水汽的输送，得到华南的水汽源地主要来自孟加拉湾和南海。史学丽和丁一汇(2000)从气候平均场上得到华南地区暴雨过程贡献最大的是来自南海季风区的水汽输送。

以往的研究主要集中于东亚夏季风与中国东部夏季降水的关系及其与夏季风相关联的水汽输送异常对降水的影响，水汽输送异常大多时候仅仅被作为一个诊断工具，缺乏直接对水汽输送异常进行刻画，而事实上水汽输送异常与降水异常具有更直接、密切联系，通过水汽输送异常可以更直接、客观的表征其对降水的影响，因此有必要直接从水汽输送的角度来研究其对降水的影响。考虑到中国东部夏季降水主要水汽来源于热带印度洋—西太平洋区域，本文拟刻画该区域(10°S~30°N, 60°~140°E)异常的水汽输送，直接从水汽输送角度探讨热带印度洋—西太平洋的水汽输送异常与中国东部降水的关系及其机理。

本文所用资料：NCEP/NCAR(National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research)发布的逐月全球再分析资料，包括2 m地面温度场、分辨率为2.5°×2.5°的海平面气压场和垂直方向自1000 hPa至10 hPa共有17层的位势高度场、风场、比湿、垂直速度资料；分辨率为2.0°×2.0°的NOAA ERSST(The Extended Reconstructed Sea Surface Temperature of National Oceanic and Atmospheric Administration)的逐月海面温度资料；分辨率为1.0°×1.0°的OAFlux (Objectively Analyzed air-sea Fluxes)的逐月蒸发资料；国家气候中心1979~2015年160个站的月平均降水资料。资料时间均为1979年1月至2015年8月。文中夏季时段为当年6月至8月，春季时段为当年的3月至5月，冬季时段为当年的12月至次年2月，气候态取1981~2010年的平均。

热带印度洋海温偶极子(TIOD)指数定义为区域(10°S~10°N，50°~70°E)与区域(10°S~0°，90°~110°E)海表温度距平的区域平均值之差(Saji et al., 1999; Webster et al., 1999；肖莺等，2009)。副热带南印度洋偶极子(SIOD)指数定义为区域(45°~30°S，45°~75°E)与区域(25°~15°S，80°~100°E)内的海表温度距平的区域平均值之差(晏红明等，2009)。单位气柱整层大气水汽输送通量矢量Q可以分解为经向和纬向水汽输送通量，计算方法分别为

式中，u、v为该单位气柱内各层大气的纬向、经向风速，q是各层大气的比湿，g是重力加速度，从地面(p_s)到300 hPa的垂直积分作为整层积分。

本文主要采用多元经验正交函数(EOF)分析方法(Wang et al., 2000; 顾泽等, 2007)，对热带印度洋—西太平洋区域(10°S~30°N, 60°~140°E)的整层水汽输送通量(Q_u，Q_v)的标准化场做多元EOF分解。另外还采用了回归分析、合成分析以及相关分析气象常用的分析方法。

图 1是东亚地区夏季平均水汽通量分布的流线图，从图中可以看出，影响我国的水汽路径主要包含四条：第一条是由印度洋经过孟加拉湾沿西南方向到达我国南部，且从量级上来看此条水汽路径最大，也就是输送到我国的水汽最多；第二条是由南海输送到我国东南地区，从量级上来看仅次于孟加拉湾水汽路径；再次之的是由热带西太平洋经菲律宾海输送到我国东部的水汽，为第三条水汽路径；第四条水汽路径，即量级最小的水汽路径表现为通过西风带输送到我国西北地区。这与目前公认的存在西太平洋、孟加拉湾、南海及西风带四条水汽路径的研究结论相一致(谢义炳和戴武杰，1959；叶敏和封国林，2015)。其中，来自热带西太平洋、孟加拉湾及南海的水汽输送对中国东部夏季降水起主导作用(黄荣辉和陈际龙，2010)。

图 1 1981~2010年东亚地区夏季平均的水汽通量（单位：kg m-1 s-1）分布 Figure 1 Spatial pattern of mean summer water vapor fluxes (units: kg m-1 s-1) over eastern Asia for 1981–2010

考虑到热带西太平洋、孟加拉湾和南海这三条水汽路径的异常配置及其时空变化决定了东亚夏季降水的异常分布情况。对1979~2015年热带印度洋—西太平洋区域(10°S~30°N, 60°~140°E)的夏季水汽输送通量(Q_u，Q_v)的标准化场进行了多元EOF分解，得到两个主模态，第一模态(EOF1) 和第二模态(EOF2)，其解释的方差分别为21.6%和12.4%。按照North et al.(1982)的准则，这两个主分量彼此可分，并且可以和其他主分量区分开，因此可以表征该区域的水汽输送异常的主要分布类型。图 2a给出了1979~2015年热带印度洋—西太平洋夏季异常水汽输送EOF分解第一模态空间分布图。从图中可以看出，异常水汽从热带西太平洋向西在110°E附近分成两支。其中，一支经过南海输送到我国华南地区，在西北太平洋上空构成异常反气旋，对应南海水汽输送偏多，对应区域均通过显著性检验；另外一支继续向西经孟加拉湾后转为向北再向东沿青藏高原南侧输送到我国西南地区，同样构成异常反气旋，对应孟加拉湾水汽输送偏多，相应区域都通过了显著性检验。图 2c给出了EOF1的时间序列(PC1)，可以看出，PC1主要表现出显著的年际变化特征，其中1988年、1995年、1998年、2010年均为明显正异常年，1998年达到最大；1985年、1986年、1990年、2001年均为明显负异常年，1986年达到最小。图 2b给出了热带印度洋—西太平洋夏季异常水汽输送EOF分解第二模态空间分布图，从图中可以看出，异常水汽主要从热带印度洋向西至阿拉伯海再向东到达印度半岛、中南半岛上空后分成南北两支，其中南支向南到达热带印度洋并构成异常反气旋，北支沿东南沿海继续向东并在华南上空构成异常气旋，此时对应孟加拉湾、南海及热带西太平洋水汽输送异常均不明显。同时，热带印度洋上空构成的反气旋以及华南上空构成的异常气旋附近区域均通过了显著性检验。图 2d给出了EOF2的时间序列(PC2)，PC2表现出明显的年代际变化特征，以1993年为界，在1993年以前的年份其时间系数大都为负值，一共出现11年负异常年，其中1984年、1989年为明显负异常年；而1993年以后的年份其时间系数大都为正值，一共出现11年正异常年，其中1997年、2008年和2015年均为明显正异常年。

图 2 1979~2015年热带印度洋—西太平洋夏季水汽输送标准化场的（a）EOF第一模态的空间分布型及其对应的（c）标准化时间系数（PC1），（b）EOF第二模态的空间分布型及其对应的（d）标准化时间系数（PC2）。图a、b中阴影表示风场分量u或者v的值通过99%信度水平检验，黄（蓝）色阴影表示t检验中的t值小于（大于）负（正）的临界值，下同 Figure 2 (a) Spatial pattern of the first EOF mode and (c) the corresponding normalized time coefficients (PC1), (b) spatial pattern of the second EOF mode and (c) the corresponding normalized time coefficients (PC2) of standardized water vapor transport fluxes over the tropical Indian Ocean–western Pacific for 1979–2015. In Figs. a and b, shaded areas indicate values of component u or component v pass the test t at 99% confidence level, yellow (blue) shaded areas represent values of t less (more) than negative (positive) thresholds, the same below

图 3a、b是PC1、PC2分别对整层水汽通量的一元线性回归分布。从图中可以看出回归得到的空间分布与EOF1、EOF2的空间分布是完全一致的。对于PC1回归的整层水汽通量而言，异常水汽主要是从西太平洋向西在110°E附近分成两支，右边一支经过南海输送到我国华南地区，左边一支继续向西经孟加拉湾后转为向北并向东沿青藏高原南侧输送到我国西南地区，显著区域主要位于90°E以东的海洋大陆和热带西太平洋。对于PC2回归的整层水汽通量而言，异常水汽主要从热带印度洋到中南半岛上空后分成南北两支，其中南支到达热带印度洋，北支沿东南沿海到达华南上空，显著区域主要位于热带印度洋地区和华南沿海。考虑到EOF1、EOF2是基于垂直积分后的水汽输送通量(Q_u，Q_v)的标准化场展开所得，其空间分布在对流层中低层的表现可能有所不同。对比图 3a、c、e可以看出，EOF1在整层、500 hPa和850 hPa的空间分布是类似的，均表现为在西北太平洋呈异常反气旋，且850 hPa异常水汽量级大于500 hPa，表明对流层低层水汽在右边一支水汽输送中起到主导作用。不同之处在于由于地形原因低层水汽在青藏高原处无法继续向北，而500 hPa异常水汽沿西太平洋向西在孟加拉湾附近转而向北经过青藏高原输送到我国，这与整层水汽的输送特征是一致的。因此对流层中层水汽对左边一支水汽输送贡献更大。同样的，从图 3b、d、f可以看出，EOF2表现出北印度洋上空异常反气旋式水汽输送分布在整层、500 hPa和850 hPa都是显著的，考虑到对流层低层水汽通量的量级更大，因此对流层低层水汽对整层贡献更大，而华南上空的异常气旋式水汽输送分布在整层和500 hPa显著，在850 hPa上不显著，因此对流层中层水汽对整层中华南上空的异常气旋式水汽输送有重要作用。

图 3 PC1与（a）整层的水汽通量（单位：kg m-1 s-1）、（c）500 hPa的水汽通量（单位：g m-1 s-1 Pa-1）、（e）850 hPa的水汽通量（单位：g m-1 s-1 Pa-1）的一元线性回归分布；PC2与（b）整层的水汽通量（单位：kg m-1 s-1）、（d）500 hPa的水汽通量（单位：g m-1 s-1 Pa-1）、（f）850 hPa的水汽通量（单位：g m-1 s-1 Pa-1）的一元线性回归分布 Figure 3 Linear regression maps of PC1 with water vapor fluxes for (a) the entire troposphere (units: kg m-1 s-1), (c) 500 hPa (units: g m-1 s-1 Pa-1), (e) 850 hPa (units: g m-1 s-1 Pa-1). (b), (d), (f) As in (a), (c), (e), but for PC2

为了进一步研究热带印度洋—西太平洋两条主要异常水汽路径与中国东部夏季降水的关系，图 4分别给出了PC1、PC2与中国东部夏季降水距平百分率的一元线性回归分布。可以看出，PC1与中国东部夏季降水主要呈正相关，显著相关区主要覆盖了长江中下游地区，该区域大部分地区通过了90%的信度水平检验，即PC1偏大(偏小)时有利于长江中下游地区夏季降水偏多(偏少)(图 4a)。以30°N附近为分界线，PC2与30°N以南地区夏季降水呈正相关，显著正相关区主要覆盖了华南地区，基本上通过了90%的信度水平检验，即PC2偏大(偏小)时有利于华南地区夏季降水偏多(偏少)(图 4b)。除此之外，PC2与河套地区、黑龙江北部等地区降水呈显著负相关，对这些地区的夏季降水也有一定的指示意义。

图 4 （a）PC1与中国东部夏季降水距平百分率的一元线性回归分布；（b）同（a），但为PC2。图中黑点区域代表降水距平百分率通过90%信度水平的检验 Figure 4 (a) Linear regression maps of PC1 with percentage of summer precipitation anomalies over eastern China. (b) As in (a), but for PC2. Black dotted areas indicate the percentage of precipitation anomalies significance at 90% confidence level

为了探究主要异常水汽输送影响中国东部夏季降水的初步成因，图 5给出了PC1、PC2对500 hPa，850 hPa水汽输送通量的辐散、辐合一元线性回归分布。从图 5a、c可以看出，PC1在对流层中层与低层均对应长江中下游地区上空存在异常水汽显著辐合，而热带西太平洋、南海地区上空表现为异常水汽显著辐散；同样的，从图 5b、d可以看出，PC2对应华南沿海地区上空为异常水汽显著辐合，热带东印度洋地区上空为异常水汽显著辐散。

图 5 PC1对（a）500 hPa、（c）850 hPa水汽输送通量的辐散（红色阴影）、辐合（蓝色阴影）一元线性回归分布。（b、d）同（a、c）但为PC2。图中黑点区域代表通过90%信度水平的检验 Figure 5 Linear regression maps of PC1 with the divergence (red shadings) and convergence (blue shadings) of water vapor fluxes at (a) 500 hPa, (c) 850 hPa. (b, d) As in (a, c), but for PC2. Black dotted areas indicate regression significance at 90% confidence level

进一步取110°~130°E纬向平均，图 6给出了PC1、PC2与不同位势高度垂直速度的一元线性回归分布。很明显PC1对应30°N附近的长江中下游地区上空为显著上升运动，同时伴随异常水汽辐合(图 5a、c)，有利于长江中下游地区降水偏多(图 6a)。从图 6b可以看出，PC2对应20°~25°N附近的华南地区上空为显著上升运动，再加上该地区上空存在异常水汽辐合(图 5b、d)，有利于华南地区的降水偏多。除此之外，PC1还对应从赤道到长江中下游地区存在“-+ -”异常波列分布，PC2也对应华南地区南侧上空有异常下沉运动，这表明这两个地区的异常上升运动及水汽辐合可能与热带地区海表面温度(SST)的调控作用有关。

图 6 （a）PC1与不同位势高度垂直速度（单位：10−2 Pa s-1）的一元线性回归分布。（b）同（a），但为PC2。图中阴影代表通过95%信度水平的检验 Figure 6 (a) Linear regression maps of PC1 with the vertical velocity (units: 10-2 Pa s-1) at different geopotential height. (b) As in (a), but for PC2. Shaded areas indicate regression significance at 95% confidence level

图 7给出了PC1、PC2与前冬、春季及夏季SST的一元线性回归分布。可以看出，PC1对应前冬热带中东太平洋显著偏暖，即有利于El Niño现象发生，春季热带中东太平洋偏暖程度明显减弱，至夏季表现为El Niño现象完全衰减，甚至热带中东太平洋SST由偏暖转为偏冷(图 7a、c、e)。El Niño衰减后对后期夏季东亚—西北太平洋气候的影响主要通过印度洋电容器效应来实现(Xie et al., 2009)。可以发现，热带印度洋、南海及我国沿海等地区偏暖SST可一直从前冬持续到夏季，夏季表现为热带北印度洋、南海等地区SST显著偏暖(图 7a、c、e)。夏季热带北印度洋、南海等地区偏暖的SST可以加热上空对流层大气并激发暖性Kelvin波东传，进一步通过Ekman辐散作用造成西北太平洋出现异常反气旋，从而增强西太平洋副热带高压，异常水汽沿着副高边缘输送造成长江中下游地区上空水汽辐合并伴随上升运动，有利于长江中下游地区降水偏多(Xie et al., 2009)。由PC2对前冬、春季、夏季SST的一元线性回归分布可以看出，PC2对应前冬和春季都表现为热带西南印度洋偏暖，对应SIOD中西南极比较明显，PC2与前冬SIOD指数与相关系数为0.34，通过了95%信度水平检验。因此对于前冬和春季可能是印度洋地区异常纬向风的经向大气遥相关使得热带印度洋盛行西风异常，导致春、夏季海洋性大陆对流减弱，造成华南地区夏季降水增多(徐志清和范可, 2012, 2014；陈丽娟等，2013)；同期夏季主要为热带西印度洋SST显著偏暖，热带东南印度洋相应偏冷，对应TIOD正位相。进一步计算可知PC2和夏季TIOD指数的相关系数为0.74，远远超过99%信度水平检验。当TIOD为正位相时，赤道印度洋盛行东风，热带北印度洋上空形成异常反气旋，华南地区上空为异常气旋并伴随水汽异常辐合和上升运动，有利于华南降水偏多。这与肖子牛等(2002)、唐卫亚和孙照渤(2005)等的相关研究是一致的。因此，PC1主要受到ENSO的调控作用，而PC2可能与前冬及春季的SIOD和同期夏季TIOD影响有关。

图 7 PC1与（a）前冬海温（单位：℃）、（c）春季海温（单位：℃）、（e）夏季海温（单位：℃）的一元线性回归分布。（b、d、f）同（a、c、e），但为PC2。图中黑点区域代表通过90%信度水平的检验 Figure 7 Linear regression maps of PC1 with the SST (units: ℃) in the (a) preceding winter, (d) spring, and (f) summer. (b, d, f) As in (a, c, e), but for PC2. Black dotted areas indicate regression significance at 90% confidence level

为了进一步研究热带印度洋—西太平洋主要异常水汽输送分别对应的可能的水汽来源，图 8给出了PC1、PC2与1979~2015年夏季蒸发量的一元线性回归分布。从图中可以看出，PC1对应是热带西太平洋、南海地区蒸发量显著偏多，同时结合图 5可以看出热带西太平洋、南海地区均存在异常水汽辐散，因此EOF1对应的异常的水汽源地可能是热带西太平洋及南海地区；同样的，PC2对应热带南印度洋与海洋大陆地区蒸发量显著偏多，且热带南印度洋地区存在水汽异常辐合(图 5)，因此EOF2对应的异常水汽源地可能是热带南印度洋。

图 8 （a）PC1与夏季热带印度洋—西太平洋蒸发量（单位：mm d-1）的一元线性回归分布。（b）同（a），但为PC2。图中黑点区域代表通过90%信度水平的检验 Figure 8 (a) Linear regression maps of PC1 with summer evaporation (units: mm d-1) over the tropical India Ocean–western Pacific. (b) As in (a), but for PC2. Black dots areas indicate regression significance at 90% confidence level

通过对1979~2015年夏季热带印度洋—西太平洋地区异常水汽输送标准化场进行EOF分解，得到两个主模态，他们可以解释总的水汽输送异常34%的方差。其中，第一模态(EOF1) 表现为异常水汽沿反气旋从热带西太平洋经过南海及孟加拉湾输送到中国东部上空，对应孟加拉湾和南海水汽输送均显著偏多，异常水汽在长江中下游地区上空辐合并伴随显著上升运动，有利于长江中下游降水偏多；第二模态(EOF2) 表现为异常水汽从热带印度洋沿阿拉伯海、印度半岛、中南半岛等呈反气旋式输送，华南上空相应出现气旋式水汽输送异常，并对应异常水汽辐合和显著上升运动，有利于华南降水偏多。

就可能的外部成因而言，EOF1与ENSO关系密切，表现为前冬热带中东太平洋SST显著偏暖，至同期夏季热带北印度洋、南海SST显著偏暖，造成西太平洋副热带高压显著偏强，异常水汽正是沿着副高边缘移动才会造成长江中下游水汽辐合及显著上升运动，有利于长江中下游地区降水偏多，此时异常水汽主要来源于热带西太平洋和南海；EOF2可能与前冬以及春季的SIOD有关，但主要与同期TIOD异常有关，当TIOD为正位相时，热带印度洋上空出现异常东风，异常水汽从热带印度洋沿阿拉伯海、印度半岛、中南半岛等呈反气旋式输送，华南上空相应出现气旋式水汽输送异常，并对应异常水汽辐合和上升运动，有利于华南降水偏多，此时异常水汽主要来源于热带南印度洋。

从前面分析可以看出，除TIOD正位相以外，PC2还对应夏季同期热带中东太平洋SST偏暖，以及对应前冬和春季的SIOD中西南极比较明显，所以应该进一步考虑El Niño发展年的夏季和前冬及春季的SIOD对EOF2的影响，同时由于ENSO与TIOD的影响并不是相互独立的(钱玮和管兆勇，2007)，相关研究表明TIOD在El Niño期间对东亚季风区的天气气候的影响更大(闫晓勇和张铭, 2004；刘宣飞等，2008)，所以还需要在扣除ENSO影响的基础上单独考虑TIOD对EOF2的影响。与此同时，目前工作主要侧重同期海温异常对EOF2的影响机制，而仅仅从统计上来考虑TIOD的影响是不够充分的，其他区域如南海，热带东太平洋的可能影响以及相关的数值试验模拟等工作需要进一步展开。另外，文章中的水汽源地均是基于水汽的辐散辐合以及蒸发量的计算得到的，需要进一步通过拉格朗日粒子扩散模型来模拟验证。因此，对上述内容的探索将是我们下一步工作的重点。