1 引言

海洋是全球水循环的关键组成部分，海洋蒸发量约占全球总蒸发量的86%（Schmitt and Wijffels, 1993），是大气中水汽的主要源地。海洋蒸发的影响因素主要包括热能、风速以及海—气比湿差等（Liu et al., 1979），而这些因素均与SST存在紧密的联系（Cayan，1992; Zhang and Mcphaden, 1995）。全球海洋和大气温度近年来持续上升，特别是20世纪末尤为显著（IPCC，2001）。根据克劳修斯—克拉伯龙方程（Clausius-Clapeyron equation），全球温度的上升能够使得大气的持水能力增强，有利于全球蒸发量的增加。但由于缺少海洋蒸发量的长时段、大范围观测数据（Bourras，2006；Yu，2007；Stocker et al., 2013），同时气候模式对水循环的模拟水平也非常有限（Romanou et al., 2010），目前对于气候变暖背景下海洋蒸发量时空变化的趋势、幅度和区域分布等依然不能给出明确结论（Dolman and Jeu, 2010）。另一方面，蒸发能够直接改变海表温度（SST）的分布（Wang et al., 1999），海—气界面的物质和能量传输也是影响全球天气与气候变化的关键机制，气候变暖背景下热带海洋在空间和季节上的非均匀增温对区域降水、环流变化都有重要作用（Cayan，1992；Kosaka and Xie, 2013；England et al., 2014）。可见对海洋蒸发量进行研究不仅有利于科学认识全球水循环的时空演变规律，还有利于更加深入了解气候变化规律及气候变化的成因（Trambauer et al., 2014）。

作为全球最大海洋，太平洋海温变化对周边地区气候有显著的影响，其中比较突出的是ENSO循环和太平洋年代际振荡（PDO）（Miller et al., 1994；Alexander et al., 2002；吴国雄和孟文，1998；Yang and Zhang, 2003）。并且大量的研究（吕俊梅等，2005；Hu and Huang, 2009；Wang et al., 2014；Power et al., 1999；Kim et al., 2014；Dong and Dai, 2015）表明年代际时间尺度的PDO对年际变化的ENSO有明显的调控作用，PDO为ENSO循环提供了一个年代际尺度上的气候背景。例如，吕俊梅等（2005）研究表明PDO暖位相时期，El Niño时间发生的频率较高，强度较强；反之，PDO冷位相时期，La Niña事件的频率和强度都会增强。Hu（2009）发现当ENSO和PDO处于同位相时美国大平原干—湿变化程度增强，而两者异位相时上述影响则会减弱。Wang et al.（2014）对全球陆地的干—湿变化进行了相关研究，结果也显示ENSO和PDO同位相时引起全球约28%陆地面积干—湿变化异常增强，而两者异位相时异常程度不显著。除此以外，ENSO对墨西哥、澳大利亚（Power et al., 1999）和东亚季风区（Kim et al., 2014）等地区气候的影响同时也受到PDO的调制作用。但是目前关于PDO和ENSO对太平洋蒸发量的影响以及蒸发量变化在PDO和ENDO循环过程中所起到的作用均知之甚少。因此，亟需开展相关的研究工作。

考虑到ENSO循环具有季节锁相性，大多数ENSO事件都开始于春到秋季，发展至冬季月份达到最强，之后减弱，在北半球冬季时ENSO对全球气候的影响也达到最强（Trenberth et al., 2002；Seager and Vecchi, 2010）。因此，本文首先利用OAFlux资料研究了1958~2015年冬季（DJF，下同）不同PDO和ENSO位相下太平洋（30°S~50°N, 110°E~60°W和, 下同）蒸发量的异常分布特征。而海洋蒸发量的变化与水汽平衡有密切的关系，局地降水和水汽输送都会改变大气的水汽含量，进而通过调整大气的不饱和程度间接影响到海洋蒸发，因此本文从水汽平衡方程角度出发，对水汽收支各项进行对比分析，探究导致太平洋蒸发异常的可能原因。

2 数据和方法 2.1 数据说明

为了研究太平洋蒸发量的特征，本文选取了OAFlux再分析资料中的海洋蒸发资料，水平分辨率为1°×1°，时间段为1958年1月至2015年12月，相比其他蒸发资料而言，OAFlux很好的融合了卫星探测、地面观测（包括船舶和浮标观测）以及数值模式输出结果，使得误差以及不确定性都大为减少（Yu et al., 2004, 2006；Yu，2007）。本文还用到NCEP/NCAR提供的全球逐日再分析资料，包括海平面气压（SLP）、降水率以及垂直方向1000~300 hPa共8层的逐日风场和比湿资料。另外也使用了美国气候预测中心（CPC）提供的1950~2015年Niño3.4和PDO指数，其中Niño3.4定义为赤道东太平洋Niño3.4区（5°N~5°S, 170°W~120°W）海表面温度（SST）的距平平均值。

2.2 ENSO和PDO位相组合

定义ENSO事件的方法很多（Trenberth，1997），本文采用CPC提供的划分方法，即将Niñ o3.4指数进行3个月的季节滑动平均，得到的数据至少连续5个月大于或等于（小于或等于）0.5℃（-0.5℃）定义为一次El Niño（La Niña）事件，不满足条件的称为中性事件。对于PDO的定义，则是选择20°N以北的北太平洋，利用去除了全球平均之后的月平均SST距平进行经验正交分解（EOF），所得到的第一模态时间序列作为PDO指数。因为PDO指数表现出年代际和多年代际振荡（Mantua and Hare, 2002），所以需要对其进行11年滑动平均，指数大于零（小于零）则称为PDO暖位相（冷位相）。整体而言，1958~1976年基本处于冷位相，而1977~2000年PDO转变为暖位相，2001~2015年PDO又向冷位相发展。

本文对1958~2015年时段不同位相的ENSO和PDO冬季月份进行分类（表 1），其中1958年表示1958/1959冬季。发现PDO暖位相时，出现8次El Niño事件和6次La Niña事件；PDO冷位相时，分别发生12次El Niño事件和10次La Niña事件。

2.3 水汽平衡方程

水汽收支平衡主要由降水量P，蒸发量E，水汽通量Q以及可降水量w构成，单位气柱水汽平衡方程可以写成：

$\frac{{\partial w}}{{\partial t}} + \nabla \cdot \mathit{\boldsymbol{Q}} = E - P,$

(1)

其中，$w = \int\limits_0^{{p_s}} {q{\rm{d}}p/g} $为大气可降水量；$\mathit{\boldsymbol{Q}} = \int\limits_0^{{p_s}} {q\mathit{\boldsymbol{V}}{\rm{d}}p/g} $为垂直积分的水汽通量项，q为比湿，V为矢量风场；E为蒸发量；P为降水量。对于水汽通量项可以被分解为定常和瞬变两个分量（周天军等，1999；Seager and Vecchi, 2010；Seager et al., 2010），即

$\mathit{\boldsymbol{\bar Q}} = {\mathit{\boldsymbol{Q}}_S} + {\mathit{\boldsymbol{Q}}_{\rm{T}}} = \frac{1}{g}\int\limits_0^{{p_s}} {\bar q{\rm{ }}\mathit{\boldsymbol{\bar V}}{\rm{d}}p + \frac{1}{g}\int\limits_0^{{p_s}} {\overline {q'{\mathit{\boldsymbol{V}}^\prime }} {\rm{d}}p} } $

(2)

最终，代入到（1）中可以得到水汽平衡方程：

$\begin{array}{l} \frac{{\partial w}}{{\partial t}} = E - \left( {P + \frac{1}{{{\rho _w}g}}\int\limits_0^{{p_s}} {(\mathit{\boldsymbol{\bar u}} \cdot \nabla \overline q ){\rm{d}}p + \frac{1}{{{\rho _w}g}}\int\limits_0^{{p_s}} ( \overline q \nabla \cdot \mathit{\boldsymbol{\bar u}}){\rm{d}}p + } } \right.\\ {\rm{ }}\left. {{\rm{ }}\frac{1}{{{\rho _w}g}}\int\limits_0^{{p_s}} {\nabla \cdot (\overline {{\mathit{\boldsymbol{u}}^\prime }q'} ){\rm{d}}p + {q_s}{\mathit{\boldsymbol{u}}_s} \cdot \nabla {p_s}} } \right), \end{array}$

(3)

其中，变量上标横线表示月平均量，即u表示水平风场月平均量，q表示比湿月平均量；而u^'、q^'为相对于月平均值的偏差；p为气压，g为重力加速度，ρ_w为水汽密度，E为蒸发量；右下角s表示地表变量。由式（3）可知，任一区域大气水汽含量均由等式右侧各项共同决定。相关研究（周天军等，1999；Lin et al.，2014）表明，对于较长时间（月数据）、较大范围的平均状况而言，大气的局地水汽储存变化率（∂w/∂t）非常小，可忽略不记。大气中的水汽均来自于下垫面的蒸发，所以在大气持水能力和下垫面蒸发量均不变的情况下，上述任意一项的变化都会影响大气的不饱和度；由于海洋蒸发不受下垫面供水能力的限制，因而大气不饱和度的改变会对蒸发量造成直接影响。综上可见，式（3）可进一步写为

$\begin{array}{l} E \approx P + \frac{1}{{{\rho _w}g}}\int\limits_0^{{p_s}} {(\mathit{\boldsymbol{\bar u}} \cdot \nabla \bar q){\rm{d}}p + \frac{1}{{{\rho _w}g}}\int\limits_0^{{p_s}} ( \bar q\nabla \cdot \mathit{\boldsymbol{\bar u}}){\rm{d}}p + } \\ \quad \quad \quad \frac{1}{{{\rho _w}g}}\int\limits_0^{{p_s}} {\nabla \cdot (\overline {{\mathit{\boldsymbol{u}}^\prime }{q^\prime }} ){\rm{d}}p + {q_s}{\mathit{\boldsymbol{u}}_s} \cdot \nabla {p_s}} . \end{array}$

(4)

式（4）右侧第一项为降水量，当降水增大（减小）时，使得当地大气水汽含量减小（增大），从而造成大气不饱和程度增大（减小），使得蒸发增大（减小）；右侧第二项为水汽平流项，能够在很大程度上决定大气的水汽分布；右侧第三项为风速散度项，当风辐散（辐合）时能够引起当地大气水汽减小（增大），通过增大（减小）大气的不饱和程度造成蒸发量的增加（减小）（Feng and Zhou, 2012）；第四项为瞬时涡度项；第五项为地表变量项，相对于其他项一般可忽略不计（Seager and Vecchi, 2010；Seager et al., 2010）。通常情况下，水汽平流项和风速散度项可分别被认为水汽输送过程中的热力项和动力项。在理论上，水汽收支平衡方程的每一项都可以通过影响大气水汽含量直接改变大气不饱和程度，进而造成当地海洋蒸发的变化。

3 太平洋蒸发量变化特征 3.1 太平洋蒸发量与Niño3.4/PDO的关系

图 1给出了1958~2015年冬季太平洋平均蒸发量变化的时间序列，可见其与ENSO的变化在年际尺度上非常一致（图 1a），二者相关系数为0.31，超过95%的置信度检验，说明El Niño（La Niña）海温分布型有利于太平洋蒸发量增强（减弱）。此外，太平洋蒸发量还表现出明显的年代际变化（图 1b），特别是在1976年和2000年存在两次较为明显的转折。1958~1976年PDO处于冷位相，此时蒸发量较低，并存在明显的下降趋势，而1977~2000年PDO转变为暖位相，蒸发量有显著的线性增加趋势；但是21世纪初PDO暖位相逐渐减弱，并逐渐向冷位相发展，太平洋蒸发量的增加趋势减缓，并出现了下降趋势（图 1b）。可以看出蒸发量的变化与年代际尺度的PDO信号存在密切联系，PDO暖位相（冷位相）有利于太平洋冬季蒸发量增大（减小）。

如图 2所示，当冬季Niño3.4指数为正位相时，热带中东太平洋和中纬度北太平洋中部出现显著的蒸发量正异常，而西太平洋暖池、副热带西北太平洋以及赤道偏南太平洋出现显著的蒸发量负异常（图 1a）。此时，热带中太平洋显著的西风异常使得风速减小，副热带西北太平洋存在一个显著异常的反气旋环流，使得北部风速减小而南部风速增大。另外，中纬度北太平洋地区存在一个显著异常的气旋环流，造成风速增大（图 1c）。除此以外，当冬季PDO指数为暖位相时，副热带西北太平洋至中纬度北太平洋出现显著的蒸发量正异常，而热带东太平洋则出现显著的蒸发量负异常（图 1b）。此时，ENSO引起的赤道中太平洋的西风异常向东移至热带东太平洋，使得风速异常减小，而中纬度北太平洋反气旋环流向西扩展，西北太平洋的气旋性环流向南移动，西北太平洋风速增大（图 1d）。

以上分析可以看到，在热带东太平洋、副热带西北太平洋和中纬度北太平洋蒸发量异常与风速有较好的对应关系，年际尺度的ENSO和年代际尺度的PDO引起的风速异常可能是海洋蒸发量变化的主要原因。风速对海洋蒸发量有重要的影响，与当前研究结果一致（Yu，2007）。水汽的输送与风场变化有密切的关系，根据水汽平衡方程可知，水汽的平流和辐散等都会通过改变当地的水汽含量进而对当地蒸发产生影响。因此，接下来着重通过水汽收支异常来研究蒸发量的变化。

3.2 水汽平衡方程各项气候平均特征

图 3为1958~2015年冬季太平洋水汽收支各项的平均状态分布情况。可见蒸发量整体上呈现出沿赤道对称的带状分布特征（图 3a），其中高值区主要位于副热带（20°S~20°N）海域，一般都在5 mm d^-1左右；较高纬度的北太平洋海区（30°N以北）蒸发量最小，平均只有1 mm d^-1。降水量高值区主要位于西太平洋暖池附近，可达7 mm d^-1；副热带东太平洋为降水量低值区，约为1 mm d^-1（图 3b）。水汽通量散度项和降水项在太平洋低纬地区（30°S~30°N）表现出密切的联系，可以明显看到降水量高值区（低值区）对应通量散度项的负值区（正值区），这是由于水汽通量散度项负值区以水汽辐合为主，有利于其他海区水汽向当地输送，进而增加当地大气水汽含量并产生降水。中高纬度的北太平洋（40°N以北）散度项也为负值（图 3c），基本都在-2 mm d^-1左右，这主要在于该地区存在的气旋式环流有利于水汽的辐合（图 3g）。

水汽通量散度项可进一步分解为风速散度项（动力项）、水汽平流项（热力项）和瞬时涡度项，各自的平均状态如图 3d-f所示。其中风速散度项（图 3d）和水汽通量散度项（图 3c）的分布基本一致，即在赤道尤其是西太平洋暖池附近以及北太平洋为负值，使得水汽通量散度减小，对应的风场也可以看出此处存在气旋环流，有风速的辐合（图 3g）；而北美西南沿岸以及南美西北沿岸的信风区为风速散度正值区，导致水汽通量散度偏大（图 3d），这主要是由于Hadley环流在副热带常年存在下沉气流，底层大气存在风速辐散（图 3g）。相对而言，水汽平流和瞬时涡度对水汽通量散度的贡献偏小。其中，水汽平流项在副热带的信风区有向赤道延伸的正值区，使得水汽通量散度增大，而赤道东太平洋和北太平洋东部则基本相反（图 3e）。瞬时涡度项则主要在副热带海区为正值，使得水汽通量散度增大；而在北太平洋为负值，使得该项减小（图 3f）。

对于太平洋冬季月份的平均气候状态而言，蒸发量在赤道小于降水量，而在副热带地区蒸发量远大于降水量（Seager and Vecchi, 2010）。这是因为除了降水量以外，蒸发量还受到水汽收支中的水汽通量散度影响，即水汽通量散度中的风速散度和水汽平流都有利于促进副热带信风区蒸发量增大，而对赤道地区蒸发有抑制作用。

3.3 不同PDO和ENSO位相下太平洋蒸发量空间分布特征

为了研究不同PDO和ENSO位相下太平洋蒸发量异常分布特征，本节对1958~2015年冬季蒸发量进行了合成分析。如图 4a所示，冬季El Niño海温型时，中纬度北太平洋中部、热带中东太平洋、美国西南沿岸以及澳大利亚以东地区（南太平洋25°S附近）蒸发量显著偏高；而副热带西北太平洋、西太暖池以及赤道偏南则显著偏低。在PDO暖位相时，El Niño引起的蒸发量异常的空间分布与图 4a存在较大区别，特别是在北太平洋中部蒸发量异常程度相对更强（图 4c）；在PDO冷位相时，El Niño对应的蒸发量异常和图 4a基本一致，但是蒸发量偏低异常程度更强（图 4e），尤其是副热带西北太平洋。图 4g进一步给出了PDO暖、冷位相蒸发量差值分布，可见差异最明显的区域主要位于中纬度北太平洋中部、副热带西北太平洋和热带东太平洋（黑色标框）。

冬季La Niña海温型时，西太暖池蒸发异常偏高，并且副热带西北太平洋异常偏高强度明显弱于El Niño引起的偏低异常程度，而中纬度北太平洋中部、热带中东太平洋蒸发异常偏低（图 4b）。La Niña引起的蒸发异常分布也同样受到PDO冷暖位相的调控，在PDO暖位相时La Niña引起的副热带西北太平洋、西太平洋暖池和热带东太平洋的蒸发异常程度增强（图 4d）；而PDO冷位相时，中纬度北太平洋中部蒸发量异常偏小程度增强，并且副热带西北太平洋蒸发量出现负异常，这对总La Niña事件时蒸发量异常起抵消作用，使得图 4b中此地区蒸发量异常变得不显著（图 4f）。图 4h差值分布进一步表明La Niña时蒸发量变化受到PDO位相的重要影响，特别是在副热带西北太平洋、北太平洋中部以及热带东太平洋等海域。

值得注意的是，以上分析结果与3.1节中的线性回归分析结果相一致，即年际尺度的El Niño有利于副热带西北太平洋蒸发量减小，以及中纬度北太平洋和热带东太平洋蒸发量增大；年代际尺度的PDO暖位相则有利于副热带西北太平洋至中纬度北太平洋蒸发量增大，以及热带东太平洋蒸发量减小。

上述结果表明，ENSO对太平洋蒸发量的影响在不同时期存在显著差别，它在年代际时间尺度上受到PDO的调制。整体而言，当ENSO和PDO处于同位相时（同为暖位相或冷位相），中纬度北太平洋中部蒸发异常幅度增强；而ENSO和PDO处于异位相时，副热带西北太平洋和热带东太平洋蒸发异常幅度增强。

4 太平洋蒸发量异常分布的成因分析 4.1 降水量和水汽通量散度项

对于水汽充足的海洋，其上空大气的不饱和程度直接会对当地蒸发产生影响，即水汽收支方程中的各项都能通过改变大气的水汽含量，进而影响大气不饱和程度来引起蒸发量的变化。通过对方程中各项的计算，可以在一定程度上衡量各项对海洋蒸发变化的作用，因此本节将从水汽收支角度出发，探讨PDO和ENSO不同位相下大气水汽收支各项对太平洋蒸发量异常分布的影响。

图 5为水汽通量散度项的合成结果，可见太平洋水汽通量散度异常区域主要位于西太平洋暖池、副热带太平洋、北太平洋中部、赤道偏南东太平洋、副热带西北太平洋以及热带中太平洋，都通过95%的置信度检验，其中冬季El Niño（La Niña）海温型时，副热带西北太平洋和热带中太平洋为负（正）异常，而北太平洋中部为正（负）异常（图 5a、b），并且上述异常主要是由水汽输送异常引起（图 6a、b）。通常而言，水汽通量散度为正值时，当地水汽会向其他地区输送，进而导致大气水汽含量降低，使得蒸发量增加；水汽通量散度为负值时则使得蒸发量减小。El Niño海温型时，中纬度北太平洋SLP异常减小，存在显著的气旋式水汽输送，其西侧北太平洋中部有水汽的辐散，另外，有来自南美洲北部的水汽输送在热带东太平洋分为两支，引起水汽辐散，从而引起水汽通量散度正异常，从而促进蒸发；西太平洋存在SLP异常偏大，对应出现反气旋环流，使得副热带西北太平洋水汽通量散度负异常，这有利于抑制蒸发，此时赤道中太平洋存在异常西风水汽输送，使得西太暖池有水汽的辐散（图 5a和图 6a）。而La Niña海温型时中纬度北太平洋SLP异常增大，存在显著的反气旋式水汽输送，对应水汽辐散；西太平洋SLP异常偏小，存在气旋式环流，对应西北太平洋较弱的水汽辐合，而赤道中太平洋的异常东风水汽输送造成西太暖池水汽辐合（图 5b和图 6b）。除此以外，El Niño（La Niña）海温型时热带东太平洋降水量为正（负）异常，造成了蒸发量的增大（减小），这主要是由于降水量的增大（减小）会使得当地大气的水汽含量减小（增大）（图 7a、b）。值得注意的是，当El Niño海温型时，在西太平洋和副热带北太平洋水汽通量散度显著增大，降水量显著减小，二者对蒸发量变化作用相互抵消，蒸发量的异常程度减小；而在热带中太平洋显示水汽通量散度显著减小，降水量异常增大，显示降水量异常导致蒸发量的异常减小（图 5a和图 6a）。

与此同时，PDO和ENSO处于同位相时，中纬度北太平洋中部水汽通量散度异常程度增强，主要因为在PDO暖位相时，中纬度北太平洋El Niño引起的向东异常水汽输送更强，使得水汽辐散增强；La Niña在PDO冷位相时中纬度北太平洋SLP正异常，对应着异常反气旋环流，其西侧向中高纬的水汽输送增强，有利于当地水汽辐合；PDO和ENSO异位相时，副热带西北太平洋以及热带东太平洋水汽通量散度异常增强（图 5c-h和图 6c-h）。另外，还可以明显看到中纬度北太平洋中部PDO暖位相时降水量异常偏大，而PDO冷位相时则显示异常偏小（图 7c-h），这可能是由于PDO引起环流的变化导致（图 6）。

综上所述，中纬度北太平洋中部、副热带西北太平洋的蒸发量变化主要是水汽通量散度项决定；相反，西太平洋暖池、热带中东太平洋以及副热带北太平洋的蒸发量变化主要是降水量决定。另外，PDO对降水量和通量散度的调控造成了PDO和ENSO不同组合情况下蒸发量的变化差异。总体来讲，在PDO和ENSO同位相时，PDO对降水量的调控导致北太平洋中部蒸发量变化程度增大；而在PDO和ENSO处于异位相时，主要是PDO对水汽通量散度项的调控使得副热带西北太平洋以及热带东太平洋蒸发量变化程度增大。

4.2 水汽通量散度项分量

对水汽平衡方程进行分解能够定量区分动力和热力因子对蒸发的作用。上节分析显示水汽通量散度对蒸发量变化有重要影响，因此本节进一步将水汽通量散度项分解为风速散度项（动力项）、水汽平流项（热力项）和瞬时涡度项，深入探究影响蒸发量变化的物理机制。

由图 8和图 5可知，风速散度与水汽通量散度变化在副热带西太平洋、热带中太平洋、东太平洋以及北太平洋东部海域都基本一致，说明动力项主要决定了水汽的辐散情况，其可以通过风场的变化直接影响大气水汽的输送，进而对海洋蒸发量产生影响。其中在El Niño海温型时，西太暖池、副热带海域以及热带东太平洋动力项为正异常，表征风速的辐散有利于造成当地上空水汽的减小，进而使得蒸发量增大，其他海区合成结果为负异常，显示动力项使得蒸发量减小（图 8）；除此以外，蒸发量合成与热力项的合成分布在副热带西北太平洋和热带东太平洋较为一致（图 9和图 5），表现出与湿度变化密切的热力机制对蒸发量有重要的影响。

另外，相关研究（朱伟军和孙照渤，2000；韩博等，2007；马小娇等，2015）显示，天气尺度波（又称风暴轴）的活动对北太平洋的大气环流异常有重要的作用，并且瞬时涡度与风暴轴有密切的联系（蒋伶仙等，2011）。根据前人的研究，天气尺度波活动定义为2~8天带通滤波位势高度场的均方根（Lee at al., 2012）。图 11给出了PDO和ENSO不同位相下500 hPa位势高度场风暴轴的异常分布图。可以发现，在El Niño海温型时，北太平洋30°~45°N附近存在显著的风暴轴活动正异常，并且PDO暖位相时这种活动强度增大，对应着蒸发量异常偏大程度增大；而La Niña海温型时，此地区风暴轴负异常，并且PDO冷位相时异常程度增大并向西扩展，对应着蒸发量异常偏小程度增大。前人的研究结果已经指出风暴轴活动减弱（增强）会有利于中纬度北太平洋东风（西风）的异常（Lau, 1988），因此，风暴轴的异常可能会通过引起风速异常进而对此地区冬季蒸发量产生影响。

本节研究显示，水汽输送过程中湿度变化引起的平流异常对蒸发量的异常作用至关重要。在副热带西北太平洋、热带东太平洋和中纬度北太平洋中部，ENSO引起的水汽平流变化与蒸发量变化一致，显示出这些地区热力机制对蒸发量的异常作用显著。另外，风速散度在中纬度北太平洋中部与蒸发量的变化一致，这可能与北太平洋风暴轴引起的风速异常密切相关。并且，在副热带西北太平洋和热带东太平洋，正是由于不同PDO和ENSO位相下水汽平流异常程度的增大，使得蒸发量的异常程度增大。

5 结论和讨论

本文对1958~2015年冬季太平洋海洋蒸发量变化进行了分析，并探讨了不同PDO和ENSO位相下蒸发量的异常分布特征，然后从水汽收支平衡角度出发研究了其主要成因，具体结论概括如下：

（1）太平洋平均蒸发量在年际时间尺度上受ENSO循环的影响，两者呈显著正相关，其中在热带中东太平洋、中纬度北太平洋中部显著正相关，而在西太平洋暖池以及赤道偏南太平洋显著负相关。此外，太平洋平均蒸发量与PDO存在紧密联系，均表现出明显年代际变化特征。

（2）ENSO在不同时期对太平洋蒸发量的影响存在显著差异，它受到年代际时间尺度的PDO调控。ENSO和PDO处于同位相时，中纬度北太平洋中部蒸发异常幅度增强；而ENSO和PDO处于异位相时，副热带西北太平洋和热带东太平洋蒸发异常幅度增强。

（3）PDO和ENSO不同位相下水汽收支各项的异常变化导致了蒸发量的异常变化。在中纬度北太平洋中部ENSO引起的蒸发量异常主要是通量散度项中的动力和热力项协同作用的结果，而PDO对降水量的调控则造成了蒸发量在不同PDO位相下的异常程度变化，而这可能与北太平洋风暴轴异常引起的风速异常有密切的联系；在副热带西北太平洋和热带东太平洋则分别是水汽通量散度热力项和降水量的作用，并且PDO都是通过水汽通量散度热力项对这两个区域蒸发量进行调控。

太平洋蒸发量受ENSO循环的影响，除了本文给出的ENSO不同海温分布型时对蒸发的作用，ENSO的不同强度下也可能会对其产生影响。另外，本文仅限于讨论PDO和ENSO不同组合情况下的蒸发异常，还没有考虑时间演变过程中ENSO循环对蒸发量在不同PDO位相下的差异。除此以外，文中北太平洋风暴轴活动对蒸发量的影响只是进行了相关讨论，但其影响过程和机制还不是很清楚。以上这些问题还有待进一步的研究。