全球春-秋季風降水的年際變化主模態時空特征*

秦 嶺,黃 菲，2**,許士斌,王 宏

(1.中國海洋大學物理海洋教育部重點實驗室，海洋高等研究院，山東 青島 266100；2.寧波大學寧波市非線性海洋和大氣災害系統協同創新中心，浙江 寧波 315000)

傳統的季風是指一個地區一年之中冬夏盛行風向相反且干濕冷暖等氣候特征也出現反轉的現象，因此季風被認為“既是風又是雨”。季風具有全球性和季節性的特征，全球季風被定義為大氣環流系統以及與之相關的降水等特征在兩個季節之間產生反轉的現象，存在這一現象的區域稱為全球季風區[1]。

季風降水在季風研究中非常重要，降水的分布特征能夠直觀地體現大氣熱源的分布，能夠反映整個季風環流系統的變化[2]，也在全球水循環過程中，以及外部輻射與大氣環流的關系中都起著非常重要的作用[3-4]?，F代對于季風的研究多以降水量定義季風指數[5-8]，并據此對季風的強度及其發展過程進行分析[9-13]。季風降水的特征對季風系統研究具有深遠的意義，并且影響全球季風降水的原因復雜，因此更好地理解氣候系統對全球季風降水變化的影響非常重要。

研究發現，全球季風降水存在兩個主要模態，分別體現了不同季節之間的反轉特征。第一模態為冬、夏反向的降水模態，方差貢獻為71%，典型季風區主要分布在非洲北部北部、非洲南部及南印度洋、南亞、東亞及西北太平洋、南太平洋、美洲中部和美洲南部等區域；第二模態則存在于冬、夏季風交替時的過渡季節，表現為春、秋季節反轉的降水模態，方差貢獻為13%，主要體現了赤道兩側熱帶海洋上的降水在春、秋季節的反轉變化。冬-夏季風模態和春-秋季風模態之間存在一定的關聯性，Chang等[15]對東南亞-海洋大陸的降水年變化進行了研究，提出亞洲冬-夏季風爆發和撤退的不對稱性可能導致春-秋季節環流系統的不對稱。

以往在對全球季風的研究中，主要關注冬-夏季風的爆發、撤退及其年際年代際變化等方面的研究，而對于春-秋季風降水的相關研究卻不多，僅僅提出了全球季風系統中還存在春-秋季風的降水模態，對于春-秋季風的主要發生區域、強度、年際年代際變化等方面缺乏系統深入的分析和研究。另外，Wang和Ding[14]對全球季風降水的研究只針對南北緯40度之間的熱帶副熱帶地區進行了分析，缺乏對全球范圍降水的比較和關聯性分析，而Li和Zeng[16]認為全球季風現象并不只出現在熱帶區域，也存在于中緯度甚至更高緯地區，并根據所處緯度的不同，將季風區分為熱帶季風、副熱帶季風與溫寒帶季風三類。Li和Zeng[16]主要是從風的角度分析了全球季風的特征，而近年來由于北極加速增暖使得北冰洋沿岸高緯度地區降水增加，因此在研究全球季風降水時，本文嘗試從全球范圍的視角出發，對多年的春-秋季風降水強度的時空主模態特征進行分析，并探討各模態的主要影響因子。

1 數據與方法

1.1 數據

本文中使用的降水資料為GPCP的逐月數據資料，空間分辨率為2.5°×2.5°[17]。海平面氣壓、各層高度場的逐月再分析數據來自NCEP/NCAR Reanalysis I，空間分辨率為2.5°×2.5°[18]。海表面溫度資料為COBE-SST的數據，空間分辨率為1°×1°[19]。本文進行分析的時間段為1979—2017年，共39年。

1.2 方法

本文使用經驗正交函數分解(EOF)方法分析春-秋季風降水強度的時空主模態。EOF分解方法[20]將多個相互關聯的變量的大部分信息集中到少數獨立變量的主分量上，基本原理為：將由m個空間點、n次觀測構成的變量Xm×n看做p個空間特征向量及其對應的時間權重系數的線性組合：

Xm×n=Vm×pTp×n。

其中:T為時間系數;V為空間特征向量。North檢驗[21]可用于判斷EOF分解得到的各模態的獨立性。

一元線性回歸方法[22]在本文中用于對各模態對應的海洋、大氣環流的分析。利用最小二乘法，以線性函數Y=a+bx來擬合原始資料序列X?；貧w系數a、b的計算公式如下：

本文中，T檢驗方法用于對回歸結果的顯著性進行檢驗。

2 全球春-秋季風區及季風強度的定義

Wang and Ding[5]在對全球冬-夏季風區的定義中提出，季風區的特征包括顯著的降水季節差異以及相對集中的降水量。參考以上要求，本文通過以下兩個方面對全球春-秋季風區的范圍進行定義：一是春、秋季節(北半球為秋季10～11月與春季4～5月之間的差值，南半球相反)降水的年較差(Annual Range，AR)，二是雨季(北半球為10～11月，南半球為4～5月)的降水占比(該地區雨季降水量占全年總降水的比例)。春、秋季降水年較差的全球平均值大約為1.7 mm/d，并且春、秋季降水差異在全年平均總降水量中所占比例達到28.9%，表明春-秋季節的降水呈現出較為顯著的季節變化；春季4～5月全球平均降水占比大約為16.4%，秋季10～11月降水占比大約為18.2%，春、秋季降水分別占全年降水的近五分之一。因此在本文中，全球春-秋季風區需要滿足的條件為：春、秋季節降水的年較差大于120 mm(即2 mm/d)，并且雨季降水占比達到20%以上，即與全球平均值相比，季風區內的春、秋季降水差異更大，且雨季降水占比更高。圖1即為滿足上述兩個條件的春-秋季風區范圍?？梢园l現，春-秋季風區主要分布在海洋上，一部分位于熱帶地區赤道兩側，呈不對稱的分布；另一部分位于北半球中緯度太平洋和大西洋的東部地區，除大部分海洋季風區外，也存在少部分陸地季風區，包括南亞、東南亞、中國南部沿海地區、海洋大陸部分島嶼、美洲中部以及北半球中緯度的部分沿海地區，這部分陸地季風區僅占全部春-秋季風區的1.9%。結合氣候平均該模態的時空分布特征[14]可以發現，對于春-秋季風區的降水，無論南北半球，秋季的降水多而春季的降水偏少，即在北半球季風區內，北半球的秋季(10～11月)降水量大于春季(4～5月)的降水量；在南半球季風區內，南半球的秋季(4～5月)降水量大于春季(10～11月)的降水量。

(紅線表示春、秋季節降水年較差等于120 mm，藍線表示降水率達到20%。Red lines indicate the annual range exceeding 120 mm；Blue lines indicate the precipitation rate exceeding 20%.)圖1 全球春-秋季風區范圍(圖中打點區域)Fig.1 Domain of global spring-autumn monsoon(Dotted regions)

本文使用降水的年較差(AR)來衡量季風降水的強度。對于春-秋季風區，將雨季(秋季)與旱季(春季)的降水差值，即春、秋季風降水的年較差定義為春-秋季風指數SAI(Spring-Autumn monsoon index)。SAI正值代表春-秋季風的增強，SAI負值說明春-秋季風的減弱。下文將通過對1979—2017年的全球春-秋季風區SAI指數做EOF分解，以研究其時空主模態的變化特征。

3 全球春-秋季風降水強度的時空主模態特征

對1979—2017年全球春-秋季風區(見圖1中打點區域)的SAI指數做EOF分解，得到全球季風的春-秋季風強度的各模態時空變化特征，各模態的方差貢獻如圖2所示。第一模態的方差貢獻最大，為11.3%，第二模態的方差貢獻為8.1%，前兩個模態的總方差貢獻接近20%，這兩個模態都能夠反映出真實的氣候變化特征。降水的各模態方差貢獻較為分散，這與通常降水變化的復雜性有關，也說明相比于冬-夏季風降水的變化，春-秋季風降水的方差貢獻更小，但它是全球季風的一個重要組成部分。

圖2 各模態方差貢獻百分比(%)以及North檢驗結果Fig.2 Variance contribution percentage (%) of the first 10 modes with the North test

3.1 第一模態—熱帶太平洋模態

春-秋季風降水的第一模態方差貢獻占比為11.3%，這一模態主要體現了熱帶太平洋上的季風降水強度的南北半球同位相特征(見圖3)，但由于太陽輻射的季節差異，南北半球的雨季和旱季不一致：對于北半球而言，季風偏強代表著秋季10～11月的季風降水大于春季4～5月；而在南半球，季風偏強代表南半球秋季4～5月的季風降水大于春季10～11月。這一模態的年際變化具有顯著的準兩年周期，并且在超強厄爾尼諾年的衰減年(1983、1998、2016年)，春-秋季風降水顯著加強，而在超強厄爾尼諾年的發展年(1982、1997、2015年)，季風降水則明顯減弱。

由時間序列PC1回歸得到的超前滯后熱帶太平洋SST距平場(見圖4)可知，第一模態降水對應的局地SST變化特征，從前一年的夏季開始，赤道中東太平洋的暖異常開始發展，在冬季達到最強，之后暖異常信號衰減，直到第二年夏季異常信號消失，并在之后的秋季轉為冷異常并發展，在冬季冷信號達到最強。因此，熱帶太平洋上春-秋季風的增強對應著厄爾尼諾事件衰減以及拉尼娜事件發展的過程，這一模態時間序列與前一年冬季D(-1)JF(0)的Nino3指數的相關系數為0.75，達到了95%的顯著性水平。

(實線內為春-秋季風區。Dashed lines indicate.the global spring-autumn monsoon domain.)圖3 全球春-秋季風降水的EOF第一模態Fig.3 First EOF mode of global spring-autumn monsoon precipitation

ENSO事件是熱帶太平洋春-秋季風降水的主要影響因素，中東太平洋的正海溫信號促進了赤道附近海面的蒸發過程，使局地對流層低層的水汽含量增加，也對沃克環流和哈德萊環流具有調制作用，分別對西太平洋和東太平洋的降水產生影響。以季風強年為例，在厄爾尼諾轉拉尼娜的過程中，4～5月北半球季風降水偏弱，南半球季風降水偏強；10～11月北半球季風降水偏強，南半球季風降水偏弱。在厄爾尼諾背景下，原有的沃克環流減弱，熱帶中東太平洋的上升運動增強，熱帶西太平洋的對流活動受到抑制，從而降水減少；同理在拉尼娜背景下，西太平洋偏暖，有利于熱帶西太平洋的降水增強[23]。沃克環流對降水的影響在南北半球具有一致性，表現為同步的增加或減少，因此熱帶西北太平洋季風降水增強時，對應的南半球表現為季風降水的減弱。另一方面，在春、秋季，太平洋上的氣候態局地哈德萊環流大致以赤道為界對稱分布，其中北半球環流圈的強度大于南半球環流圈[24]。季風強年的4～5月，海溫處于厄爾尼諾位相，北半球環流的上升支存在異常下沉，南半球環流的上升支存在異常上升(見圖5(a))，因此北半球哈德萊環流減弱，南半球哈德萊環流加強，有利于南半球季風區的對流活動增強與降水的增加；在季風強年的10～11月，海溫為拉尼娜位相，北半球環流的上升支存在異常上升，而南半球環流上升支的異常上升較弱，甚至在接近赤道的部分出現異常下沉(見圖5(b))，因此北半球哈德萊環流增強，南半球哈德萊環流減弱，有利于北半球季風區的降水增加。

(圖中(-1)代表前一年，(0)代表同年，(1)代表次年。In this figure(-1)for the preceding year,(0)for the same year,and (1) for the following year.)圖4 第一模態時間序列對熱帶太平洋SST的超前滯后回歸場 (單位：°C)Fig.4 Lead-lag regression between PC1 and tropical Pacific SST (Unit:°C)

圖5 第一模態時間序列對太平洋區域(120°E～80°W)哈德萊環流的同期回歸(綠色矢量箭頭)與氣候態哈德萊環流(黑色矢量箭頭)Fig.5 Regression between PC1 and the Pacific Hadley Circulation (green vector) and climatological Pacific Hadley Circulation (black vector)

ITCZ的位置以及強度也是熱帶太平洋季風降水的影響因素。ITCZ同樣受到ENSO事件的影響，海溫的正異常信號有益于ITCZ的南移[25]，對南半球季風區的降水有促進作用，北半球季風降水偏弱，而負異常信號的增強則導致ITCZ的北移并使其大致穩定在10°N左右[26]，有利于北半球季風區的降水。此外，熱帶太平洋的ITCZ也受到MJO(熱帶季節內振蕩)的調控作用，MJO為周期30～60 d的向東傳播的振蕩，主要存在于印度洋至太平洋的熱帶地區[27]?？傮w上MJO的活躍期對應著ITCZ增強，與季風降水存在正相關關系[28-29]。MJO根據對流中心區分為不同位相[30]，因此不同位相的MJO強度的年際變化對熱帶太平洋春-秋季風降水的影響與機制仍需要進一步的研究。

3.2 第二模態—熱帶大西洋模態

春-秋季風降水的第二模態方差貢獻占比為8.1%，這一模態主要體現了熱帶大西洋上的季風降水強度的南北半球同位相特征(見圖6)，季風偏強代表著秋季(北半球10～11月，南半球4～5月)的季風降水大于春季(北半球4～5月，南半球10～11月)的降水。

圖6 同圖3，但為第二模態Fig.6 Same as in figure 3，but for the second mode

這一模態與熱帶大西洋SST的超前滯后回歸場(見圖7)體現了第二模態對應的局地SST變化特征。在前一年的冬季到同一年春季，赤道太平洋與熱帶南大西洋的SST升高，并且這種SST分布一直持續到夏季。說明熱帶大西洋的季風春-秋季風降水受到了大西洋Nino的影響[31]，并且第二模態時間序列與同年春季3～5月大西洋Nino指數(定義為3°S～3°N，20°W～0°的平均SSTA)的相關系數為0.74，達到了95%的顯著性水平。

圖7 第二模態時間序列對熱帶大西洋SST的超前滯后回歸場(單位：℃)。Fig.7 Lead-lag regression between PC1 and tropical Atlantic SST (Unit:℃)

與ENSO事件對熱帶東太平洋降水的影響機制相類似，熱帶大西洋Nino通過影響ITCZ的位置[32-33]以及大西洋哈德萊環流的強度[34-35]來影響降水。熱帶大西洋Nino的信號偏向南半球，因此在北半球春季，大西洋Nino正位相達到最強時，赤道及南大西洋SST為正異常，北大西洋SST為負異常，這種海溫分布造成了大西洋上ITCZ的南移，南大西洋的對流活動加強與北大西洋對流的減弱，對同期的降水產生影響。大西洋上的氣候態局地哈德萊環流在4～5月大致以赤道為界對稱分布，并且南、北半球環流圈強度接近，但南半球的環流圈更寬，延伸至20°S左右，北半球環流圈達到10°N左右；在10～11月，氣候態局地哈德萊環流偏北，上升支位于20°S左右，下沉支位于10°N左右，因此北半球季風區內氣候態降水大于南半球季風區氣候態降水。在季風強年的4～5月，受到局地暖海溫的影響，南半球哈德萊環流圈的上升支存在異常上升，北半球環流圈的上升支的異常上升較弱，甚至存在異常下沉，因此南半球環流增強，北半球環流減弱，有利于南半球季風區的對流增強以及降水的增加(見圖8(a))。在10～11月，熱帶大西洋海溫與哈德萊環流都不存在顯著的異常信號(見圖8(b))，即熱帶大西洋模態的降水特征主要體現為4～5月的降水異常。

圖8 第二模態時間序列對大西洋區域(60°W～10°E)哈德萊環流的同期回歸(綠色矢量箭頭)與大西洋氣候態哈德萊環流(黑色矢量箭頭)Fig.8 Regression between PC2 and the Atlantic Hadley Circulation (green vector) and climatological Atlantic Hadley Circulation (black vector)

4 結論

本文對全球春-秋季風降水的兩個時空主模態進行了分析，得到以下結果：

春-秋季風降水的第一模態為熱帶太平洋模態，這一模態體現了熱帶太平洋上的春-秋季風降水特征。熱帶太平洋模態的年際變化與ENSO有較強的相關關系，強春-秋季風年對應著厄爾尼諾事件轉變為拉尼娜事件的過程，ENSO事件中，赤道中東太平洋海溫的異常信號通過對哈德萊環流以及沃克環流的調控作用，分別對東太平洋以及西太平洋的春-秋季風降水的年際變化產生影響。同時ENSO事件對應的海溫也導致ITCZ的南北移動，并通過對水汽以及對流活動的影響而進一步影響熱帶太平洋的春-秋季風降水。此外，MJO通過對ITCZ的影響對熱帶太平洋季風降水產生影響，其具體的關系與機制仍需要進一步研究。

第二模態為熱帶大西洋模態，這一模態表現了在熱帶大西洋上的春-秋季風降水特征。熱帶大西洋模態的年際變化與大西洋Nino有關，大西洋Nino對應的SST信號通過影響ITCZ的位置以及哈德萊環流強度，從而對熱帶大西洋春-秋季風降水產生影響。

本文對春-秋季風降水的前兩個主要模態進行了分析，然而由于降水本身具有的復雜性，前兩模態的累積方差貢獻不到20%，不能全面地體現春-秋季風降水的時空分布。因此本文的研究主要介紹了春-秋季風降水的部分較為顯著的分布以及變化特征。