全球春-秋季风降水的年际变化主模态时空特征*

秦 岭,黄 菲，2**,许士斌,王 宏

(1.中国海洋大学物理海洋教育部重点实验室，海洋高等研究院，山东 青岛 266100；2.宁波大学宁波市非线性海洋和大气灾害系统协同创新中心，浙江 宁波 315000)

传统的季风是指一个地区一年之中冬夏盛行风向相反且干湿冷暖等气候特征也出现反转的现象，因此季风被认为“既是风又是雨”。季风具有全球性和季节性的特征，全球季风被定义为大气环流系统以及与之相关的降水等特征在两个季节之间产生反转的现象，存在这一现象的区域称为全球季风区[1]。

季风降水在季风研究中非常重要，降水的分布特征能够直观地体现大气热源的分布，能够反映整个季风环流系统的变化[2]，也在全球水循环过程中，以及外部辐射与大气环流的关系中都起着非常重要的作用[3-4]。现代对于季风的研究多以降水量定义季风指数[5-8]，并据此对季风的强度及其发展过程进行分析[9-13]。季风降水的特征对季风系统研究具有深远的意义，并且影响全球季风降水的原因复杂，因此更好地理解气候系统对全球季风降水变化的影响非常重要。

研究发现，全球季风降水存在两个主要模态，分别体现了不同季节之间的反转特征。第一模态为冬、夏反向的降水模态，方差贡献为71%，典型季风区主要分布在非洲北部北部、非洲南部及南印度洋、南亚、东亚及西北太平洋、南太平洋、美洲中部和美洲南部等区域；第二模态则存在于冬、夏季风交替时的过渡季节，表现为春、秋季节反转的降水模态，方差贡献为13%，主要体现了赤道两侧热带海洋上的降水在春、秋季节的反转变化。冬-夏季风模态和春-秋季风模态之间存在一定的关联性，Chang等[15]对东南亚-海洋大陆的降水年变化进行了研究，提出亚洲冬-夏季风爆发和撤退的不对称性可能导致春-秋季节环流系统的不对称。

以往在对全球季风的研究中，主要关注冬-夏季风的爆发、撤退及其年际年代际变化等方面的研究，而对于春-秋季风降水的相关研究却不多，仅仅提出了全球季风系统中还存在春-秋季风的降水模态，对于春-秋季风的主要发生区域、强度、年际年代际变化等方面缺乏系统深入的分析和研究。另外，Wang和Ding[14]对全球季风降水的研究只针对南北纬40度之间的热带副热带地区进行了分析，缺乏对全球范围降水的比较和关联性分析，而Li和Zeng[16]认为全球季风现象并不只出现在热带区域，也存在于中纬度甚至更高纬地区，并根据所处纬度的不同，将季风区分为热带季风、副热带季风与温寒带季风三类。Li和Zeng[16]主要是从风的角度分析了全球季风的特征，而近年来由于北极加速增暖使得北冰洋沿岸高纬度地区降水增加，因此在研究全球季风降水时，本文尝试从全球范围的视角出发，对多年的春-秋季风降水强度的时空主模态特征进行分析，并探讨各模态的主要影响因子。

1 数据与方法

1.1 数据

本文中使用的降水资料为GPCP的逐月数据资料，空间分辨率为2.5°×2.5°[17]。海平面气压、各层高度场的逐月再分析数据来自NCEP/NCAR Reanalysis I，空间分辨率为2.5°×2.5°[18]。海表面温度资料为COBE-SST的数据，空间分辨率为1°×1°[19]。本文进行分析的时间段为1979—2017年，共39年。

1.2 方法

本文使用经验正交函数分解(EOF)方法分析春-秋季风降水强度的时空主模态。EOF分解方法[20]将多个相互关联的变量的大部分信息集中到少数独立变量的主分量上，基本原理为：将由m个空间点、n次观测构成的变量Xm×n看做p个空间特征向量及其对应的时间权重系数的线性组合：

Xm×n=Vm×pTp×n。

其中:T为时间系数;V为空间特征向量。North检验[21]可用于判断EOF分解得到的各模态的独立性。

一元线性回归方法[22]在本文中用于对各模态对应的海洋、大气环流的分析。利用最小二乘法，以线性函数Y=a+bx来拟合原始资料序列X。回归系数a、b的计算公式如下：

本文中，T检验方法用于对回归结果的显著性进行检验。

2 全球春-秋季风区及季风强度的定义

Wang and Ding[5]在对全球冬-夏季风区的定义中提出，季风区的特征包括显著的降水季节差异以及相对集中的降水量。参考以上要求，本文通过以下两个方面对全球春-秋季风区的范围进行定义：一是春、秋季节(北半球为秋季10～11月与春季4～5月之间的差值，南半球相反)降水的年较差(Annual Range，AR)，二是雨季(北半球为10～11月，南半球为4～5月)的降水占比(该地区雨季降水量占全年总降水的比例)。春、秋季降水年较差的全球平均值大约为1.7 mm/d，并且春、秋季降水差异在全年平均总降水量中所占比例达到28.9%，表明春-秋季节的降水呈现出较为显著的季节变化；春季4～5月全球平均降水占比大约为16.4%，秋季10～11月降水占比大约为18.2%，春、秋季降水分别占全年降水的近五分之一。因此在本文中，全球春-秋季风区需要满足的条件为：春、秋季节降水的年较差大于120 mm(即2 mm/d)，并且雨季降水占比达到20%以上，即与全球平均值相比，季风区内的春、秋季降水差异更大，且雨季降水占比更高。图1即为满足上述两个条件的春-秋季风区范围。可以发现，春-秋季风区主要分布在海洋上，一部分位于热带地区赤道两侧，呈不对称的分布；另一部分位于北半球中纬度太平洋和大西洋的东部地区，除大部分海洋季风区外，也存在少部分陆地季风区，包括南亚、东南亚、中国南部沿海地区、海洋大陆部分岛屿、美洲中部以及北半球中纬度的部分沿海地区，这部分陆地季风区仅占全部春-秋季风区的1.9%。结合气候平均该模态的时空分布特征[14]可以发现，对于春-秋季风区的降水，无论南北半球，秋季的降水多而春季的降水偏少，即在北半球季风区内，北半球的秋季(10～11月)降水量大于春季(4～5月)的降水量；在南半球季风区内，南半球的秋季(4～5月)降水量大于春季(10～11月)的降水量。

(红线表示春、秋季节降水年较差等于120 mm，蓝线表示降水率达到20%。Red lines indicate the annual range exceeding 120 mm；Blue lines indicate the precipitation rate exceeding 20%.)图1 全球春-秋季风区范围(图中打点区域)Fig.1 Domain of global spring-autumn monsoon(Dotted regions)

本文使用降水的年较差(AR)来衡量季风降水的强度。对于春-秋季风区，将雨季(秋季)与旱季(春季)的降水差值，即春、秋季风降水的年较差定义为春-秋季风指数SAI(Spring-Autumn monsoon index)。SAI正值代表春-秋季风的增强，SAI负值说明春-秋季风的减弱。下文将通过对1979—2017年的全球春-秋季风区SAI指数做EOF分解，以研究其时空主模态的变化特征。

3 全球春-秋季风降水强度的时空主模态特征

对1979—2017年全球春-秋季风区(见图1中打点区域)的SAI指数做EOF分解，得到全球季风的春-秋季风强度的各模态时空变化特征，各模态的方差贡献如图2所示。第一模态的方差贡献最大，为11.3%，第二模态的方差贡献为8.1%，前两个模态的总方差贡献接近20%，这两个模态都能够反映出真实的气候变化特征。降水的各模态方差贡献较为分散，这与通常降水变化的复杂性有关，也说明相比于冬-夏季风降水的变化，春-秋季风降水的方差贡献更小，但它是全球季风的一个重要组成部分。

图2 各模态方差贡献百分比(%)以及North检验结果Fig.2 Variance contribution percentage (%) of the first 10 modes with the North test

3.1 第一模态—热带太平洋模态

春-秋季风降水的第一模态方差贡献占比为11.3%，这一模态主要体现了热带太平洋上的季风降水强度的南北半球同位相特征(见图3)，但由于太阳辐射的季节差异，南北半球的雨季和旱季不一致：对于北半球而言，季风偏强代表着秋季10～11月的季风降水大于春季4～5月；而在南半球，季风偏强代表南半球秋季4～5月的季风降水大于春季10～11月。这一模态的年际变化具有显著的准两年周期，并且在超强厄尔尼诺年的衰减年(1983、1998、2016年)，春-秋季风降水显著加强，而在超强厄尔尼诺年的发展年(1982、1997、2015年)，季风降水则明显减弱。

由时间序列PC1回归得到的超前滞后热带太平洋SST距平场(见图4)可知，第一模态降水对应的局地SST变化特征，从前一年的夏季开始，赤道中东太平洋的暖异常开始发展，在冬季达到最强，之后暖异常信号衰减，直到第二年夏季异常信号消失，并在之后的秋季转为冷异常并发展，在冬季冷信号达到最强。因此，热带太平洋上春-秋季风的增强对应着厄尔尼诺事件衰减以及拉尼娜事件发展的过程，这一模态时间序列与前一年冬季D(-1)JF(0)的Nino3指数的相关系数为0.75，达到了95%的显著性水平。

(实线内为春-秋季风区。Dashed lines indicate.the global spring-autumn monsoon domain.)图3 全球春-秋季风降水的EOF第一模态Fig.3 First EOF mode of global spring-autumn monsoon precipitation

ENSO事件是热带太平洋春-秋季风降水的主要影响因素，中东太平洋的正海温信号促进了赤道附近海面的蒸发过程，使局地对流层低层的水汽含量增加，也对沃克环流和哈德莱环流具有调制作用，分别对西太平洋和东太平洋的降水产生影响。以季风强年为例，在厄尔尼诺转拉尼娜的过程中，4～5月北半球季风降水偏弱，南半球季风降水偏强；10～11月北半球季风降水偏强，南半球季风降水偏弱。在厄尔尼诺背景下，原有的沃克环流减弱，热带中东太平洋的上升运动增强，热带西太平洋的对流活动受到抑制，从而降水减少；同理在拉尼娜背景下，西太平洋偏暖，有利于热带西太平洋的降水增强[23]。沃克环流对降水的影响在南北半球具有一致性，表现为同步的增加或减少，因此热带西北太平洋季风降水增强时，对应的南半球表现为季风降水的减弱。另一方面，在春、秋季，太平洋上的气候态局地哈德莱环流大致以赤道为界对称分布，其中北半球环流圈的强度大于南半球环流圈[24]。季风强年的4～5月，海温处于厄尔尼诺位相，北半球环流的上升支存在异常下沉，南半球环流的上升支存在异常上升(见图5(a))，因此北半球哈德莱环流减弱，南半球哈德莱环流加强，有利于南半球季风区的对流活动增强与降水的增加；在季风强年的10～11月，海温为拉尼娜位相，北半球环流的上升支存在异常上升，而南半球环流上升支的异常上升较弱，甚至在接近赤道的部分出现异常下沉(见图5(b))，因此北半球哈德莱环流增强，南半球哈德莱环流减弱，有利于北半球季风区的降水增加。

(图中(-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.)图4 第一模态时间序列对热带太平洋SST的超前滞后回归场 (单位：°C)Fig.4 Lead-lag regression between PC1 and tropical Pacific SST (Unit:°C)

图5 第一模态时间序列对太平洋区域(120°E～80°W)哈德莱环流的同期回归(绿色矢量箭头)与气候态哈德莱环流(黑色矢量箭头)Fig.5 Regression between PC1 and the Pacific Hadley Circulation (green vector) and climatological Pacific Hadley Circulation (black vector)

ITCZ的位置以及强度也是热带太平洋季风降水的影响因素。ITCZ同样受到ENSO事件的影响，海温的正异常信号有益于ITCZ的南移[25]，对南半球季风区的降水有促进作用，北半球季风降水偏弱，而负异常信号的增强则导致ITCZ的北移并使其大致稳定在10°N左右[26]，有利于北半球季风区的降水。此外，热带太平洋的ITCZ也受到MJO(热带季节内振荡)的调控作用，MJO为周期30～60 d的向东传播的振荡，主要存在于印度洋至太平洋的热带地区[27]。总体上MJO的活跃期对应着ITCZ增强，与季风降水存在正相关关系[28-29]。MJO根据对流中心区分为不同位相[30]，因此不同位相的MJO强度的年际变化对热带太平洋春-秋季风降水的影响与机制仍需要进一步的研究。

3.2 第二模态—热带大西洋模态

春-秋季风降水的第二模态方差贡献占比为8.1%，这一模态主要体现了热带大西洋上的季风降水强度的南北半球同位相特征(见图6)，季风偏强代表着秋季(北半球10～11月，南半球4～5月)的季风降水大于春季(北半球4～5月，南半球10～11月)的降水。

图6 同图3，但为第二模态Fig.6 Same as in figure 3，but for the second mode

这一模态与热带大西洋SST的超前滞后回归场(见图7)体现了第二模态对应的局地SST变化特征。在前一年的冬季到同一年春季，赤道太平洋与热带南大西洋的SST升高，并且这种SST分布一直持续到夏季。说明热带大西洋的季风春-秋季风降水受到了大西洋Nino的影响[31]，并且第二模态时间序列与同年春季3～5月大西洋Nino指数(定义为3°S～3°N，20°W～0°的平均SSTA)的相关系数为0.74，达到了95%的显著性水平。

图7 第二模态时间序列对热带大西洋SST的超前滞后回归场(单位：℃)。Fig.7 Lead-lag regression between PC1 and tropical Atlantic SST (Unit:℃)

与ENSO事件对热带东太平洋降水的影响机制相类似，热带大西洋Nino通过影响ITCZ的位置[32-33]以及大西洋哈德莱环流的强度[34-35]来影响降水。热带大西洋Nino的信号偏向南半球，因此在北半球春季，大西洋Nino正位相达到最强时，赤道及南大西洋SST为正异常，北大西洋SST为负异常，这种海温分布造成了大西洋上ITCZ的南移，南大西洋的对流活动加强与北大西洋对流的减弱，对同期的降水产生影响。大西洋上的气候态局地哈德莱环流在4～5月大致以赤道为界对称分布，并且南、北半球环流圈强度接近，但南半球的环流圈更宽，延伸至20°S左右，北半球环流圈达到10°N左右；在10～11月，气候态局地哈德莱环流偏北，上升支位于20°S左右，下沉支位于10°N左右，因此北半球季风区内气候态降水大于南半球季风区气候态降水。在季风强年的4～5月，受到局地暖海温的影响，南半球哈德莱环流圈的上升支存在异常上升，北半球环流圈的上升支的异常上升较弱，甚至存在异常下沉，因此南半球环流增强，北半球环流减弱，有利于南半球季风区的对流增强以及降水的增加(见图8(a))。在10～11月，热带大西洋海温与哈德莱环流都不存在显著的异常信号(见图8(b))，即热带大西洋模态的降水特征主要体现为4～5月的降水异常。

图8 第二模态时间序列对大西洋区域(60°W～10°E)哈德莱环流的同期回归(绿色矢量箭头)与大西洋气候态哈德莱环流(黑色矢量箭头)Fig.8 Regression between PC2 and the Atlantic Hadley Circulation (green vector) and climatological Atlantic Hadley Circulation (black vector)

4 结论

本文对全球春-秋季风降水的两个时空主模态进行了分析，得到以下结果：

春-秋季风降水的第一模态为热带太平洋模态，这一模态体现了热带太平洋上的春-秋季风降水特征。热带太平洋模态的年际变化与ENSO有较强的相关关系，强春-秋季风年对应着厄尔尼诺事件转变为拉尼娜事件的过程，ENSO事件中，赤道中东太平洋海温的异常信号通过对哈德莱环流以及沃克环流的调控作用，分别对东太平洋以及西太平洋的春-秋季风降水的年际变化产生影响。同时ENSO事件对应的海温也导致ITCZ的南北移动，并通过对水汽以及对流活动的影响而进一步影响热带太平洋的春-秋季风降水。此外，MJO通过对ITCZ的影响对热带太平洋季风降水产生影响，其具体的关系与机制仍需要进一步研究。

第二模态为热带大西洋模态，这一模态表现了在热带大西洋上的春-秋季风降水特征。热带大西洋模态的年际变化与大西洋Nino有关，大西洋Nino对应的SST信号通过影响ITCZ的位置以及哈德莱环流强度，从而对热带大西洋春-秋季风降水产生影响。

本文对春-秋季风降水的前两个主要模态进行了分析，然而由于降水本身具有的复杂性，前两模态的累积方差贡献不到20%，不能全面地体现春-秋季风降水的时空分布。因此本文的研究主要介绍了春-秋季风降水的部分较为显著的分布以及变化特征。