IPCC第五次评估报告指出，气候系统正经历着剧烈的变化，全球几乎所有地区都经历了升温过程^［1］，在全球变暖的大背景下，水分循环也发生了明显改变，温度每升高1 ℃，全球水汽含量可能增加7%^［2-4］。水汽循环对增暖有很强的敏感性^［5-6］，但不同区域对全球气候变化的响应并不相同，气候变暖下的区域气候响应具有明显的地域性、差异性特征^［7-10］，尤其是世界上海拔最高、地形最复杂的青藏高原地区。青藏高原是亚洲许多大江大河的发源地，也是亚洲的冰川、湖泊、湿地聚集地，素有“亚洲水塔”之称，是气候变化的敏感区^［11］，也是最近几十年间全球升温最为显著的区域之一，其气候变化的强度、时间及其特征不同，高原水汽对增暖的响应也不同，区域差异明显^［12-16］。因此在全球变暖背景下，对青藏高原地区的水分循环结构进行研究具有重要的意义。

水汽输送特征，包括水汽的源地、输送路径、水汽通量，以及水汽在输送过程中的收支变化等，是影响区域水循环的重要环节，也是影响降水的最重要、最直接因素^［17］。近年来，研究学者在青藏高原水汽收支气候变化特征及其影响方面，已经获得了许多重要认识。研究发现，夏季青藏高原东南部总体上是一个水汽汇，水汽主要从该区域南边界和西边界流入，西边界的水汽输入远小于南边界，水汽主要来源于阿拉伯海、孟加拉湾、南海和中纬度偏西风水汽输送^［18-22］。部分研究学者利用欧洲中期天气预报中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，简称ECMWF）ERA-Interim^［22-23］、美国国家环境预测中心和国家大气研究中心（National Centers for Environmental Prediction and the National Center for Atmospheric Research）NCEP/NCAR全球再分析资料^［24-27］以及地面、探空和卫星观测资料^［28-30］研究了高原水汽的长期变化特征。大部分研究认为青藏高原地区的大气可降水量总体表现为增加趋势，但不同资料、不同时间以及所选区域不同，研究结论并不完全一致。如：卓嘎等^［26］认为1980—2009年夏季青藏高原水汽净收支量呈现减少趋势；解承莹等^［27］认为1979—2010年夏季高原中南、东南、西北部等区域的水汽净收支均呈减少趋势；Zhou等^［22］认为1979—2014年夏季青藏高原水汽总体表现出显著的增加趋势，在20世纪90年代中期附近发生了显著的年代际变化。

此外，研究学者对高原水汽收支变化机制也进行了研究。研究发现，夏季青藏高原地区水汽输送变化的主导大气环流系统为亚洲季风和中纬度西风^{［19，21，25，27，31-38］}。影响青藏高原不同区域的水汽输送过程不同，高原北部为低层西风控制区，而高原东南部主要受亚洲季风控制^［39］。高原主体的增湿现象主要缘于急流的北移和南亚夏季风的加强，季风环流加强有利于高原以南的水汽进入高原内部，从而引起高原上空的水汽净收支呈增加趋势^{［35，40-41］}。太平洋、印度洋和北大西洋的海温异常以及北大西洋年代际振荡（AMO）和北大西洋涛动（NAO）均可能影响到青藏高原上空的水汽变化^{［21-22，42-50］}。如：Wang等^［21］、Zhou等^［22］提出夏季北大西洋涛动（NAO）可以通过影响亚洲急流的经向位置来调控高原东南部地区西边界的水汽输送，进而影响该区域的水汽收支变化。青藏高原上空大气可降水量的变化和大西洋西北部异常海温所激发的中纬度大气异常波列有关。Yang等^［47］指出ENSO通过影响孟加拉湾水域海温和印度季风强度影响了海洋水汽向青藏高原的传输以及降水过程，200 hPa大气环流通过罗斯贝波将青藏高原与赤道太平洋海域联系起来。Sun等^［50］发现AMO处于暖位相可以诱发一系列沿欧亚大陆副热带西风急流传输的气旋和反气旋异常，导致青藏高原附近的副热带急流异常北移或减弱，有利于羌塘高原上空的水汽辐合。

综上所述，研究学者在青藏高原水汽收支方面已经取得了一些进展，然而目前高原水汽收支的大部分研究主要针对高原东南部，对于高原西部的研究较少，尤其是针对高原东、西部，南、北部各个区域之间的水汽收支差异及其成因的对比分析较缺乏。在时间尺度上主要针对年际、年代际变化特征进行分析，而针对季节内变化的研究不多。目前针对各个边界变化成因的系统性研究也不多。为此，本文将整体分析青藏高原水汽收支的气候变化特征，重点对比分析高原东、西部，南、北部之间的差异，进一步揭示各个边界水汽收支变化的成因。研究结果可以更深入地认识青藏高原地区水分循环过程，揭示西风-季风变化背景下青藏高原水汽收支变化的机制，为青藏高原水资源变化及其应对气候变化决策提供科学依据。

使用的资料主要包括1979—2016年ERA-Interim的月平均再分析资料，包括1 000—100 hPa（共27层）的比湿、水平纬向风、水平经向风、位势高度场，以及相应的地面气压资料，其水平分辨率为1.5°×1.5°。季节的划分为3—5月为春季，6—8月为夏季，9—11月为秋季，12月至翌年2月为冬季，多年平均指1979—2016年共38年气候平均。Bao等^［51］利用1998年的探空观测评估了NCEP/NCAR、NCEP/CFSR、ERA-40和ERA-Interim再分析资料在青藏高原地区的适用性，结果表明，ERA-Interim再分析资料的水平风、温度和相对湿度与不同垂直高度的探空观测资料高度相关，适用于青藏高原地区。赵洪宇等^［52］以探空观测资料为参照标准，评估了ERA-Interim再分析资料在青藏高原地区的适用性，结果表明，ERA-Interim再分析资料比湿能合理反映青藏高原及其邻域水汽时空变化和分布特征。ERA-Interim再分析资料目前已在青藏高原水汽收支研究中被广泛应用^{［22，35，37-38］}，因此本文采用ERA-Interim再分析资料进行研究。

研究区域为基本包含青藏高原的矩形区域（图1），如图1（a）所示，共有6个细化的边界，南边界的水汽输送量为1、3小边界整层水汽输送量之和，西边界的水汽输送量为2、4小边界整层水汽输送量之和，5、6分别为北、东边界。以90° E为界将高原分为东部和西部［图1（b）］，高原西部南边界的水汽输送量为1、3小边界整层水汽输送量之和，西边界的水汽输送量为2、4小边界整层水汽输送量之和，5、6分别为高原西部的北、东边界。6、7、8、9分别为高原东部的西、南、东、北边界。以33° N为界将高原分为北部和南部［图1（c）］，5、7、8、9分别为高原北部的南、西、北、东边界。高原南部南边界的水汽输送量为1、3小边界整层水汽输送量之和，西边界的水汽输送量为2、4小边界整层水汽输送量之和，5、6分别为高原南部的北、东边界。青藏高原（高原东、西部，北、南部）的总输入、总输出量分别为4个边界实际输入、输出之和，总输入量与总输出量的差值为净收支量。通过计算可以了解每年到底有多少水汽流入、流出青藏高原（高原东、西部，北、南部）。

文中垂直积分水汽通量（kg·m^-1·s^-1）的计算公式如下。

纬向水汽输送通量为

经向水汽输送通量为

式中：P_s为地面气压（Pa）；P_t取300 hPa；q为比湿（kg·kg^-1）；g为重力加速度（m·s^-2）；u、ν分别为纬向风和经向风（m·s^-1）；λ、φ分别为经度和纬度。

边界积分的水汽输送（kg·s^-1）表示为

区域的总水汽收支（kg·s^-1）表示为

式中：F_i为水汽流入总量；F_o为水汽流出总量。

从表1可以看出，从全年和四季看，水汽均是从南、西、北边界输入高原，从东边界输出高原。年和夏、秋季南边界水汽输入量最大，西边界次之，北边界最小。春、冬季西边界水汽输入量最大，南边界次之，北边界最小。高原全年水汽输入量大于输出量，净水汽收支为正值。边界总输入量在夏季最大，其次是春、秋季，冬季最小。边界总输出量最大值出现在秋季，其次是春、夏季，最小值也出现在冬季，但总输出量的季节差异不如总输入量明显。从水汽净收支来看，春、夏、秋季均为水汽净流入，冬季水汽净收支量为负值，表示冬季水汽从高原向外输出，是水汽净支出。比较而言，夏季水汽净输送量最大，其次是春、冬季，秋季最小。可见夏季是高原水汽输送最活跃的季节，南边界和西边界是高原水汽输入的主要边界，东边界是高原水汽输出的主要边界，是高原水汽输送过程中值得关注的边界。

从图2（a）中发现，从全年看，青藏高原南、西边界的水汽输入量呈弱增加趋势；北边界的水汽输入量和东边界的输出量均呈明显减少趋势，降幅分别为0.57×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1、0.93×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1（均通过95%信度检验）。春季青藏高原南、西、北边界的水汽输入量和东边界的水汽输出量均呈弱增加趋势［图2（b）］。夏季青藏高原南边界的水汽输入量呈弱增加趋势，西边界水汽输入量呈弱减少趋势。北边界的水汽输入量和东边界的水汽输出量均呈明显减少趋势，降幅分别为2.35×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1和3.77×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1（分别通过95%、99%信度检验）［图2（c）］。表明近几十年来高原全年和夏季从南边界向青藏高原上空输入的水汽有所增加，从北边界输入的水汽有所减少，从东边界输出的水汽明显减少，有利于高原增湿。秋季青藏高原南、北边界的水汽输入量、东边界的输出量均呈弱减少趋势，西边界的水汽输入量呈微弱增加趋势［图2（d）］。冬季青藏高原南边界的水汽输入量呈微弱的减少趋势，西、北边界的水汽输入量和东边界水汽输出量均呈弱增加趋势［图2（e）］。从图2（f）中发现，青藏高原年及夏季的水汽净收入量均呈明显的增加趋势，增幅分别为0.86×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1和3.29×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1（均通过95%信度检验），春季的水汽净收入量和冬季水汽净支出量均呈微弱的增加趋势，秋季水汽净收入量呈弱减少趋势。比较而言，全年和夏季北、东边界以及水汽净收支量的年际变化明显，春、秋、冬季年际变化不明显。由于近几十年来高原全年和夏季东边界水汽输出量明显减少，同时南边界水汽输入量增加，高原全年和夏季增湿显著。

从图3（a）中可以看出，南边界各月水汽输入量差异显著，尤其在夏半年5—10月非常突出，夏半年的水汽输送量能达到全年水汽输送量的87.58％，最大值出现在7月，达53.86×10⁶ kg·s^-1。说明青藏高原地区夏半年的水汽输入主要是通过南边界流入的，南边界的水汽输送对高原夏半年水汽收支有重要贡献。西边界水汽输入量各月变化差异不如南边界明显，水汽流入较大值出现在3—6月，在6月达到最大值（36.43×10⁶ kg·s^-1）。北边界水汽流入量较小，各月变化差异不大。高原水汽主要从东边界流出，流出特征在全年各月均比较明显，秋季流出量最大，在10月达到流出最大值（46.98×10⁶ kg·s^-1）。从图3（b）中发现，青藏高原水汽总输入量和净收支量变化趋势较为一致，在3—9月高原水汽总输入量远远大于总输出量，水汽净收支为正值，表明夏半年水汽为净收入；而10月至次年2月高原水汽总输入量小于总输出量，水汽净收支为负值，表明冬半年水汽输送表现为净支出。其中，水汽总输入在6月达到最大值（95.61×10⁶ kg·s^-1），12月达到最小值（18.64×10⁶ kg·s^-1）；水汽总输出在10月达到最大值（46.98×10⁶ kg·s^-1），8月达到最小值（21.59×10⁶ kg·s^-1）；水汽净收支在7月达到最大值（64.52×10⁶ kg·s^-1），2月达到最小值（0.38×10⁶ kg·s^-1）。

综上，总体来说青藏高原南、西边界水汽流入量月际差异较明显，北边界水汽流入量较小，月际差异不明显。水汽输入量在夏半年较明显，主要通过南边界流入，水汽输出量在秋季流出最明显，通过东边界流出。高原水汽净收支量在夏半年为水汽净收入，冬半年为水汽净支出。从全年来看，高原水汽净收入量远大于净支出量。

从表2可以看出，高原东部年及四季水汽均是从南、西、北边界流入，从东边界流出。夏季南边界流入量最大，其余季节和全年均是西边界流入量最大。夏季边界总输入量最大，秋、春季次之，冬季最小；总输出量在秋季最大，春、夏次之，最小值也出现在冬季。净收支量春、夏、秋季均为水汽净收入，夏季净收入量最大，其次是春、秋季，冬季水汽净收支量为负值，表示冬季水汽从高原东部向外输出。高原西部全年及四季西边界均是主要的水汽输入边界，东边界均是主要的水汽输出边界，南、北边界在不同季节输入输出方向不一致。边界总输入量在夏季最大，其次是春、秋、冬季；总输出量在春季最大，其次是秋、夏、冬季。春、夏季和全年是水汽净流入，秋、冬季为水汽净支出，表示秋、冬季水汽从高原西部向外输出。无论高原东西部，总输出量的季节差异均不如总输入量的季节差异明显，高原东西部的水汽输入量均在夏季最明显。对比而言，各个边界的水汽输送量、边界总输入、总输出及净收支量，均是高原东部远大于高原西部，说明高原东部水汽收支变化比高原西部更明显。

从图4（a）、（c）中发现，青藏高原东部全年和夏季南、西和北边界水汽输入量均呈弱减少趋势；东边界水汽输出量呈显著减少趋势，降幅分别为0.93×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1和3.78×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1（分别通过95%和99%信度检验）。高原西部全年和夏季南边界水汽输入量均呈明显增加趋势，增幅分别为0.73×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1和3.11×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1（分别通过95%和99%信度检验）；北边界水汽输入量均呈明显减少趋势，降幅分别为0.40×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1和1.91×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1（均通过99%信度检验）［图4（b）、（d）］。表明几十年来全年和夏季高原东部从东边界输出的水汽明显减少，高原西部从南边界向高原上空输入的水汽有所增加，而从北边界向青藏高原上空输入的水汽有所减少。从图4（e）中发现，高原东、西部年、夏季的水汽净收入量呈增加趋势，但只有高原西部的水汽净收入量增加趋势通过了信度检验，增幅分别为0.54×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1和2.07×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1（分别通过95%和99%信度检验），表明近几十年来高原西部年及夏季水汽净收入量显著增加，高原西部夏季增湿尤其明显。

值得注意的是，从全年和夏季看，青藏高原东部东边界水汽输出量呈显著减少趋势，高原西部东边界水汽输出量也呈减少趋势，但减少幅度不如高原东部明显。高原东、西部南边界水汽输入的变化趋势不一致，高原西部南边界水汽输入量呈显著增加趋势，而高原东部南边界水汽输入量呈减少趋势。从水汽净收支来看，高原东、西部的水汽净收入均呈增加趋势，高原西部的增幅明显大于高原东部。说明高原东部水汽净收入增加的原因主要是东边界水汽输出量的减少，而高原西部水汽净收入增加主要是由于南边界水汽输入量的明显增加造成的。

从表3可以看出，高原北部全年及四季水汽均是从南、西、北边界流入，从东边界流出。春、夏季北边界流入量最大，秋季南边界流入量最大，而冬季和全年西边界流入量最大。边界总输入量夏季最大，秋、春季次之，冬季最小；总输出量秋季最大，春、夏季次之，冬季最小；水汽净收支量年、春、夏季均是水汽净流入，夏季净流入量最大；秋、冬季是水汽净流出，冬季净流出量最大。高原南部全年及四季水汽均是从南、西边界流入，从东、北边界流出。夏、秋季及全年南边界流入量最大，而春、冬季西边界流入量最大。东边界水汽流出量在全年与四季均远大于北边界，是高原南部主要的水汽流出边界。边界总输入量夏季最大，秋、春季次之，冬季最小；总输出量秋季最大，春、夏季次之，冬季最小；水汽净收支量在冬季是水汽净流出，春、夏、秋季及全年均是水汽净流入。夏季净流入量最大，春、秋季次之。比较而言，高原北部春、夏季及全年是水汽汇，而秋、冬季是水汽净支出；高原南部春、夏、秋季及全年是水汽汇，冬季是水汽净支出。全年和四季西、南边界的水汽输入量和东边界的水汽输出量，水汽边界总输入、总输出及水汽净收支量均是高原南部远大于高原北部，北边界在高原北部是水汽流入边界，而在高原南部是水汽流出边界。这可能与高原地形有关，偏南风水汽输送较难到达高原北部，而高原南部位于亚洲季风区的水汽输送通道上，因此高原南部水汽输送变化比高原北部更活跃。

从青藏高原北部、南部年、夏季各边界水汽收支量年际变化（图5）发现，青藏高原北部年、夏季南边界水汽输入量均呈显著增加趋势，增幅分别为1.25×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1、3.37×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1（均通过99%信度检验）；西边界水汽输入量呈弱增加趋势；北边界水汽输入量均呈显著减少趋势，降幅分别为0.57×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1、2.35×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1（均通过95%信度检验）；东边界水汽输出量均呈显著减少趋势，降幅分别为0.43×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1、2.07×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1（分别通过95%、99%信度检验）［图5（a）、（c）］；水汽净收支量均呈显著增加趋势，增幅分别为1.24×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1、3.42×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1（均通过99.9%信度检验）［图5（e）］。青藏高原南部年、夏季南边界水汽输入量均呈增加趋势，西边界水汽输入量全年呈弱增加趋势，夏季呈弱减少趋势；北边界水汽输出量均呈显著增加趋势，增幅分别为1.25×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1、3.37×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1（均通过99%信度检验）；东边界水汽输出量均呈显著减少趋势，降幅分别为0.53×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1、1.83×10⁶ kg·s^-1·（10a）^-1（均通过95%信度检验）［图5（b）、（d）］；水汽净收支量全年呈弱减少趋势，夏季呈弱增加趋势［图5（e）］。表明几十年来年、夏季高原北部从南边界流入的水汽显著增加，从北边界流入的水汽明显减少，从东边界流出的水汽显著减少，水汽净收支也显著增加。高原南部从北边界流出的水汽显著增加，从东边界流出的水汽显著减少。对比而言，高原北部水汽收支的年际变化比高原南部更明显，高原北部有明显增湿的趋势，而高原南部增湿趋势不明显。

青藏高原水汽输送有着明显的季节变化特征，夏季［图6（a）］水汽输送最显著的特征是来自南半球的强东风在40°~50° E越过赤道形成一条强西南风水汽输送带，这条强水汽输送带集中反映了南北半球、中高纬度间的相互作用，水汽随着西南气流源源不断向我国输送。青藏高原地区受多种季风的影响，水汽输送情况复杂，影响整个高原地区的水汽主要是季风携带的来自于孟加拉湾地区的偏南风水汽以及阿拉伯海北部的西南风水汽输送；中纬度地区的偏西风水汽输送也有贡献，但不如偏南风水汽输送明显。对高原东西部地区而言，高原东部地区主要以来自孟加拉湾和阿拉伯海北部的偏南风水汽输送为主，高原西部地区以中纬度地区的偏西风水汽输送为主。冬季［图6（b）］在0°~15° N有一条很强的东风水汽输送带，20°~30° N有一条强西风水汽输送带。对高原地区而言，冬季水汽输送主要来源于中纬度的偏西风水汽输送。春季［图6（c）］水汽输送形势体现了冬、夏季形势之间的过渡特征，20°~30° N的偏西风水汽输送带明显加强，低纬地区0°~15° N的强东风水汽输送带明显减弱，也有部分偏东水汽在南海、中南半岛发生转向，向我国华南地区输送水汽。春季高原地区的水汽主要来源于中纬度地区的偏西风水汽输送，也有部分来自孟加拉湾的水汽沿西南风向高原东部输送，但整体不如偏西风水汽输送明显。秋季［图6（d）］水汽输送形势呈现为夏、冬季形势之间的过渡特征，来自南海、西太平洋地区的偏东风水汽输送在中南半岛发生转向，向高原东部、云贵、四川等地输送水汽，来自孟加拉湾的水汽沿西南气流继续向高原地区输送，中纬度有弱的偏西风水汽输送至高原地区。

总体来说，青藏高原上空的水汽输送情况复杂。冬、春季高原上空水汽主要来自中纬度的西风带水汽输送，夏季水汽主要来自阿拉伯海和孟加拉湾地区的西南风水汽输送，秋季水汽主要来自孟加拉湾、南海和西太平洋地区的偏南风水汽输送，其中夏季水汽输送量最大。

季风环流是水汽输送的载体，因此季风活动将影响和制约大尺度水汽输送场的分布和水汽收支状况。由上节分析发现，夏季来自低纬的偏南风水汽收入的变化是导致该季节高原西部水汽收支变化的最主要原因，进而对整个高原地区水汽收支变化也很重要。因此有必要讨论南来水汽在青藏高原向北扩展的变化特征。从图7可以看出1979—2016年夏季青藏高原地区伴随夏季风的南来水汽向北扩展的年际变化情况，从0、10、30、60等几条特征线的年际变化形势可以发现，38年来偏南风水汽输送在青藏高原地区向北扩展的程度在加强。60 kg·m^-1·s^-1的输送等值线在20世纪80年代末的北扩程度偏弱，90年代中期以后增强，尤其是进入21世纪以后水汽输送的北扩显著增强，可以达到26° N附近；0 kg·m^-1·s^-1的输送等值线也能看出明显的年代际变化，在20世纪80年代很多年份水汽只能输送到33° N以南，进入90年代以后水汽输送北扩明显增强，大部分年份水汽输送均能到达33° N以北，尤其是进入21世纪10年代以后，水汽输送可以到达44° N附近。整体来看，青藏高原地区的偏南风水汽输送等值线在20世纪90年代以来北扩逐渐加强，尤其是进入21世纪10年代以后，呈明显的加强趋势［图7（a）］，说明1979—2016年夏季风携带的南来水汽在青藏高原地区扩展强度的增强是青藏高原地区水汽收入增加的主要原因之一。

由于青藏高原地形复杂，高原东、西部水汽收支变化特征并不完全一致。参考图1，以90° E为界将高原分为东、西部进行讨论。高原东西部水汽输送向北扩展程度比较而言，38年来偏南风水汽输送在高原东部向北扩展的变化不明显，没有显著的年代际变化［图7（b）］；而偏南风水汽输送在高原西部向北扩展的程度明显加强，尤其是进入21世纪10年代以后，呈显著的加强趋势。60 kg·m^-1·s^-1的输送等值线在20世纪80年代仅能达到19° N以南，90年代末期能达到22° N附近，在21世纪10年代初期能北扩到25° N附近；30 kg·m^-1·s^-1（15 kg·m^-1·s^-1）的输送等值线从20世纪80年代的25° N（27.5° N）附近北扩到21世纪的28° N（31° N）附近，大致北扩了3~4个纬距；5 kg·m^-1·s^-1的输送等值线在21世纪10年代初可以达到43.5° N附近［图7（c）］。对比图7（a）、（b）发现，偏南风水汽输送北扩的加强在高原西部更明显，导致38年来进入高原西部的偏南风水汽显著偏多。对比图4可知，偏南风水汽输送向北扩展的年际变化和青藏高原（东部、西部）南边界水汽输送量的年际变化趋势是一致的，夏季风水汽输送在青藏高原（高原西部）向北扩展的增强，使得被输送到青藏高原（高原西部）上空的水汽明显增强，有利于青藏高原（高原西部）增湿。

夏季水汽输送异常和大气环流异常密切相关，为了进一步揭示青藏高原水汽收支变化成因，分别选取夏季青藏高原南边界水汽输入偏多年（1980年、1989年、1998年、2003年和2010年）和偏少年（1984年、1986年、1990年、1994年和2002年），西边界水汽输入偏多年（1987年、1993年、2002年、2007年和2009年）和偏少年（1983年、1994年、2006年、2008年和2013年），北边界水汽输入偏多年（1983年、1984年、1990年、1994年和2015年）和偏少年（1981年、1989年、2009年、2010年和2016年），东边界水汽输出偏多年（1982年、1983年、1987年、1993年和2003年）和偏少年（1997年、1999年、2002年、2006年和2016年）进行合成分析，讨论青藏高原各边界水汽输送量偏多、偏少年大气环流的差异。

青藏高原南边界水汽输入偏多年与偏少年合成的夏季环流差值场中可以看出，在200 hPa风场图上［图8（a）］，南边界水汽输入偏多与高原西北侧的气旋和华南地区的反气旋环流异常有关，该环流异常对应青藏高原南边界的南风异常，有利于南边界水汽的输入。在500 hPa高度场上［图8（b）］，赤道西太平洋地区是正异常，西太副高明显偏西偏强，高原南边界水汽输入量偏多年的5 880线范围更大，西伸脊点位置更偏西，西伸到了120° E以西。同时计算了高原南边界水汽输入量和副高西伸脊点指数和强度指数的相关，相关系数分别为-0.38和0.36，均通过了95%的信度水平，表明当夏季西太副高位置更偏西，强度更强时，有利于青藏高原南边界水汽输入量的增加。700 hPa风场图上［图8（c）］，西太平洋反气旋环流明显，赤道附近有很强的偏东风水汽输送，将来自南海、西太平洋地区的水汽源源不断的向西输送，一部分暖湿气流沿副高西沿转为西南风水汽向四川盆地输送，一部分继续向西输送，和孟加拉湾的暖湿气流汇合，高原南侧至孟加拉湾上空有一个异常反气旋式环流，部分水汽在此发生转向，随着反气旋式环流向青藏高原输送。夏季季风环流增强，高原南部至孟加拉湾地区自南向北的经向水汽输送显著增强，印度洋向高原输送的西南向水汽通量明显增加，风场和副高的配合是影响青藏高原南边界水汽输入的重要原因。

在200 hPa风场图上［图9（a）］，西边界的水汽输入偏多与青藏高原西北侧的气旋异常有关，气旋异常南部的西风异常有利于水汽向高原西边界输入。学者们在夏季副热带西风急流年际异常变化方面研究发现^{［36，50，53］}，夏季青藏高原附近的副热带西风急流系统异常北移和减弱，导致高原西侧西风水汽输送减弱，这与西边界水汽输入的减少趋势相对应［图2（c）］。500 hPa高度场上［图9（b）］，高原西侧地区上空是高度负异常，西边界水汽输入偏多与西边界的西风异常相关，副热带高压的变化不明显。700 hPa风场图上［图9（c）］，西边界水汽输入偏多与高原西南侧上空的反气旋异常相联系，反气旋异常北部的西风异常有利于水汽的输入。

在200 hPa风场图上［图10（a）］，北边界水汽输入的年际变化和中纬度地区欧亚大陆上空的波列有关，从里海附近上空经蒙古高原到我国东部和日本海上空呈现“气旋—反气旋—气旋—反气旋”异常分布，该波列呈现似如“丝绸之路”型遥相关的分布特征^［54-56］，该波列正位相在高原及北侧对应显著的北风异常，有利于北边界的水汽流入。Hong等^［57］研究指出，受到热带大西洋海温的调制，“丝绸之路”遥相关波列在1997年后发生了显著的年代际变化，进入负位相阶段，导致高原北侧呈现以南风异常为主的特征，不利于北边界的水汽输入，这与北边界水汽输入的减少趋势相对应［图2（c）］。在500 hPa高度场上［图10（b）］，北边界水汽输入偏多对应的高度场异常与200 hPa的波列类似，除了里海附近地区的异常中心纬度偏高些，中纬度地区欧亚大陆上空大体沿40° N呈现“-+-+-”的分布特征，同样受到中高纬度的“丝绸之路”遥相关波列的影响，青藏高原上空呈现北风异常，有利于水汽流入。700 hPa风场图上［图10（c）］，北边界的水汽输送与里海附近地区上空的气旋异常，青藏高原西北侧的反气旋异常，以及高原东北侧的气旋异常有关，高原北侧的北风异常有利于北边界水汽流入。

在200 hPa风场图上［图11（a）］，青藏高原东边界的水汽输出偏少与高原地区东北侧至贝加尔湖附近上空的反气旋异常和华南地区上空的气旋异常有关，该反气旋异常南部的东风异常和华南地区气旋异常北部的东风异常汇合，强东风异常不利于青藏高原地区的水汽从东边界输出。在500 hPa高度场上［图11（b）］，贝加尔湖附近地区上空是高度正异常，西太平洋副热带高压偏东偏弱。700 hPa风场图上［图11（c）］，东边界的水汽输出偏少和东亚季风密切联系，菲律宾海附近上空是反气旋异常，西北太平洋上空呈气旋异常，中国北部上空呈反气旋异常分布，呈现出东亚-太平洋型（EAP）遥相关分布特征^［58-60］，对应在青藏高原地区东部表现为东风异常，不利于水汽的输出。

本文利用1979—2016年ERA-Interim的月平均再分析资料，通过多种统计、诊断分析方法研究了青藏高原水汽收支的气候变化特征及其成因，得到以下几点主要结论：

（1）青藏高原水汽四个季节均是从南、西、北边界流入高原，从东边界流出高原。高原南、西边界水汽流入量月际差异较明显，北边界水汽流入量较小，月际差异不明显。边界总输入量夏季最大，总输出量秋季最大，输入输出均在冬季最小，总输出量的季节差异不如总输入量明显。青藏高原全年及春、夏、秋季都表现为一个明显的水汽汇，夏季是高原水汽输送最活跃的季节，而冬季水汽从高原向外输出。全年和夏季北边界、东边界以及水汽净收支量的年际变化明显，春、秋、冬季年际变化不明显。由于近几十年来高原全年和夏季东边界水汽输出量明显减少，同时南边界水汽输入量增加，高原全年和夏季有逐渐变湿的趋势。

（2）青藏高原东部南、西边界水汽流入量差别不大，高原西部主要以西边界流入量为主。四个季节南、北边界的水汽输入量和东边界的水汽输出量，以及边界总输入、总输出和水汽净收支量均是高原东部远大于高原西部。从年际变化看，高原东部全年和夏季东边界水汽输出量呈显著减少趋势，高原西部全年和夏季南边界水汽输入量均呈明显增加趋势。高原东、西部的水汽净收入均呈增加趋势，高原西部的增幅明显大于高原东部。高原东部水汽净收入增加的原因主要是东边界水汽输出量的减少，而高原西部水汽净收入增加主要是由于南边界水汽输入量的明显增加造成的。

（3）高原北部水汽从南、西、北边界流入，从东边界流出。高原南部水汽从南、西边界流入，从北、东边界流出。西、南边界的水汽输入量和东边界的水汽输出量，水汽边界总输入、总输出及水汽净收支量均是高原南部远大于高原北部，说明高原南部水汽输送变化比高原北部更活跃。从年际变化看，高原北部全年和夏季从南边界流入的水汽显著增加，从北边界流入的水汽明显减少，从东边界流出的水汽显著减少，水汽净收支也显著增加。高原南部从北边界流出的水汽显著增加，从东边界流出的水汽显著减少。高原北部水汽收支的年际变化比高原南部更明显，高原北部有明显增湿的趋势，而高原南部增湿趋势不明显。

（4）青藏高原上空的水汽输送有明显的季节变化特征，水汽输送情况复杂。冬、春季高原上空水汽主要来自中纬度的西风带水汽输送，夏季水汽主要来自阿拉伯海和孟加拉湾地区的西南风水汽输送，秋季水汽主要来自孟加拉湾、南海和西太平洋地区的偏南风水汽输送，其中夏季水汽输送量最大。夏季偏南风水汽输送向北扩展的年际变化和青藏高原（东部、西部）南边界水汽输送量的年际变化趋势是一致的，夏季风水汽输送在青藏高原（高原西部）向北扩展的增强，使得被输送到青藏高原（高原西部）上空的水汽明显增强，有利于青藏高原（高原西部）增湿。

（5）夏季青藏高原南边界水汽输送的变化主要受青藏高原以南和以东的季风控制区偏南风水汽输送的影响，同时与西太副高的变化有密切联系。西边界水汽输送的变化主要受中纬度西风带水汽输送的影响，夏季青藏高原附近的副热带西风急流系统异常北移和减弱，导致高原西侧西风水汽输送减弱。北边界水汽输送的变化主要受到“丝绸之路”遥相关波列的影响，该波列在1997年后进入负位相阶段，导致高原北侧呈现以南风异常为主的特征，不利于北边界的水汽输入。东边界的水汽输出偏少与高原地区东北侧至贝加尔湖附近上空的反气旋异常和华南地区上空的气旋异常有关，同时与东亚季风的变化相联系。

在气候变暖背景下，青藏高原增湿与该区域水汽收支的变化密切相关，所以研究高原水汽输送及收支的变化对研究高原作为“亚洲水塔”的自身水汽条件有重要的意义，对“亚洲水塔”的水资源保护也有重要的指示作用。本文主要分析了青藏高原水汽收支的气候变化特征，重点对比分析高原东、西部，南、北部之间的差异，进一步结合大气环流影响因子异常对各个边界水汽收支变化的影响进行了初步的诊断分析。发现季风控制区的偏南风水汽输送、西太副高、副热带西风急流系统、“丝绸之路”遥相关波列、贝加尔湖附近上空的反气旋异常和华南地区上空的气旋异常均和各边界水汽收支变化有密切联系。以上结果仅从统计诊断分析得出，其动力学影响机制等问题，有待在下一步工作中结合数值试验进行深入探讨。此外，高原东、西部，南、北部之间降水差异特征的对比分析，以及青藏高原不同区域水汽收支变化对各区域降水及水资源的影响过程及机理研究，值得进一步展开。