秦 嶺,黃 菲，2**,許士斌,王 宏

(1.中國(guó)海洋大學(xué)物理海洋教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，海洋高等研究院，山東 青島 266100；2.寧波大學(xué)寧波市非線性海洋和大氣災(zāi)害系統(tǒng)協(xié)同創(chuàng)新中心，浙江 寧波 315000)

傳統(tǒng)的季風(fēng)是指一個(gè)地區(qū)一年之中冬夏盛行風(fēng)向相反且干濕冷暖等氣候特征也出現(xiàn)反轉(zhuǎn)的現(xiàn)象，因此季風(fēng)被認(rèn)為“既是風(fēng)又是雨”。季風(fēng)具有全球性和季節(jié)性的特征，全球季風(fēng)被定義為大氣環(huán)流系統(tǒng)以及與之相關(guān)的降水等特征在兩個(gè)季節(jié)之間產(chǎn)生反轉(zhuǎn)的現(xiàn)象，存在這一現(xiàn)象的區(qū)域稱為全球季風(fēng)區(qū)[1]。

季風(fēng)降水在季風(fēng)研究中非常重要，降水的分布特征能夠直觀地體現(xiàn)大氣熱源的分布，能夠反映整個(gè)季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)的變化[2]，也在全球水循環(huán)過程中，以及外部輻射與大氣環(huán)流的關(guān)系中都起著非常重要的作用[3-4]?，F(xiàn)代對(duì)于季風(fēng)的研究多以降水量定義季風(fēng)指數(shù)[5-8]，并據(jù)此對(duì)季風(fēng)的強(qiáng)度及其發(fā)展過程進(jìn)行分析[9-13]。季風(fēng)降水的特征對(duì)季風(fēng)系統(tǒng)研究具有深遠(yuǎn)的意義，并且影響全球季風(fēng)降水的原因復(fù)雜，因此更好地理解氣候系統(tǒng)對(duì)全球季風(fēng)降水變化的影響非常重要。

研究發(fā)現(xiàn)，全球季風(fēng)降水存在兩個(gè)主要模態(tài)，分別體現(xiàn)了不同季節(jié)之間的反轉(zhuǎn)特征。第一模態(tài)為冬、夏反向的降水模態(tài)，方差貢獻(xiàn)為71%，典型季風(fēng)區(qū)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(qū)域；第二模態(tài)則存在于冬、夏季風(fēng)交替時(shí)的過渡季節(jié)，表現(xiàn)為春、秋季節(jié)反轉(zhuǎn)的降水模態(tài)，方差貢獻(xiàn)為13%，主要體現(xiàn)了赤道兩側(cè)熱帶海洋上的降水在春、秋季節(jié)的反轉(zhuǎn)變化。冬-夏季風(fēng)模態(tài)和春-秋季風(fēng)模態(tài)之間存在一定的關(guān)聯(lián)性，Chang等[15]對(duì)東南亞-海洋大陸的降水年變化進(jìn)行了研究，提出亞洲冬-夏季風(fēng)爆發(fā)和撤退的不對(duì)稱性可能導(dǎo)致春-秋季節(jié)環(huán)流系統(tǒng)的不對(duì)稱。

以往在對(duì)全球季風(fēng)的研究中，主要關(guān)注冬-夏季風(fēng)的爆發(fā)、撤退及其年際年代際變化等方面的研究，而對(duì)于春-秋季風(fēng)降水的相關(guān)研究卻不多，僅僅提出了全球季風(fēng)系統(tǒng)中還存在春-秋季風(fēng)的降水模態(tài)，對(duì)于春-秋季風(fēng)的主要發(fā)生區(qū)域、強(qiáng)度、年際年代際變化等方面缺乏系統(tǒng)深入的分析和研究。另外，Wang和Ding[14]對(duì)全球季風(fēng)降水的研究只針對(duì)南北緯40度之間的熱帶副熱帶地區(qū)進(jìn)行了分析，缺乏對(duì)全球范圍降水的比較和關(guān)聯(lián)性分析，而Li和Zeng[16]認(rèn)為全球季風(fēng)現(xiàn)象并不只出現(xiàn)在熱帶區(qū)域，也存在于中緯度甚至更高緯地區(qū)，并根據(jù)所處緯度的不同，將季風(fēng)區(qū)分為熱帶季風(fēng)、副熱帶季風(fēng)與溫寒帶季風(fēng)三類。Li和Zeng[16]主要是從風(fēng)的角度分析了全球季風(fēng)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(qū)降水增加，因此在研究全球季風(fēng)降水時(shí)，本文嘗試從全球范圍的視角出發(fā)，對(duì)多年的春-秋季風(fēng)降水強(qiáng)度的時(shí)空主模態(tài)特征進(jìn)行分析，并探討各模態(tài)的主要影響因子。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)

本文中使用的降水資料為GPCP的逐月數(shù)據(jù)資料，空間分辨率為2.5°×2.5°[17]。海平面氣壓、各層高度場(chǎng)的逐月再分析數(shù)據(jù)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(shù)據(jù)，空間分辨率為1°×1°[19]。本文進(jìn)行分析的時(shí)間段為1979—2017年，共39年。

1.2 方法

本文使用經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解(EOF)方法分析春-秋季風(fēng)降水強(qiáng)度的時(shí)空主模態(tài)。EOF分解方法[20]將多個(gè)相互關(guān)聯(lián)的變量的大部分信息集中到少數(shù)獨(dú)立變量的主分量上，基本原理為：將由m個(gè)空間點(diǎn)、n次觀測(cè)構(gòu)成的變量Xm×n看做p個(gè)空間特征向量及其對(duì)應(yīng)的時(shí)間權(quán)重系數(shù)的線性組合：

Xm×n=Vm×pTp×n。

其中:T為時(shí)間系數(shù);V為空間特征向量。North檢驗(yàn)[21]可用于判斷EOF分解得到的各模態(tài)的獨(dú)立性。

一元線性回歸方法[22]在本文中用于對(duì)各模態(tài)對(duì)應(yīng)的海洋、大氣環(huán)流的分析。利用最小二乘法，以線性函數(shù)Y=a+bx來擬合原始資料序列X?；貧w系數(shù)a、b的計(jì)算公式如下：

本文中，T檢驗(yàn)方法用于對(duì)回歸結(jié)果的顯著性進(jìn)行檢驗(yàn)。

2 全球春-秋季風(fēng)區(qū)及季風(fēng)強(qiáng)度的定義

Wang and Ding[5]在對(duì)全球冬-夏季風(fēng)區(qū)的定義中提出，季風(fēng)區(qū)的特征包括顯著的降水季節(jié)差異以及相對(duì)集中的降水量。參考以上要求，本文通過以下兩個(gè)方面對(duì)全球春-秋季風(fēng)區(qū)的范圍進(jìn)行定義：一是春、秋季節(jié)(北半球?yàn)榍锛?0～11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?yàn)?0～11月，南半球?yàn)?～5月)的降水占比(該地區(qū)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(dá)到28.9%，表明春-秋季節(jié)的降水呈現(xiàn)出較為顯著的季節(jié)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(fēng)區(qū)需要滿足的條件為：春、秋季節(jié)降水的年較差大于120 mm(即2 mm/d)，并且雨季降水占比達(dá)到20%以上，即與全球平均值相比，季風(fēng)區(qū)內(nèi)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(gè)條件的春-秋季風(fēng)區(qū)范圍?？梢园l(fā)現(xiàn)，春-秋季風(fēng)區(qū)主要分布在海洋上，一部分位于熱帶地區(qū)赤道兩側(cè)，呈不對(duì)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(qū)，除大部分海洋季風(fēng)區(qū)外，也存在少部分陸地季風(fēng)區(qū)，包括南亞、東南亞、中國(guó)南部沿海地區(qū)、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(qū)，這部分陸地季風(fēng)區(qū)僅占全部春-秋季風(fēng)區(qū)的1.9%。結(jié)合氣候平均該模態(tài)的時(shí)空分布特征[14]可以發(fā)現(xiàn)，對(duì)于春-秋季風(fēng)區(qū)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(fēng)區(qū)內(nèi)，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(fēng)區(qū)內(nèi)，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(jié)降水年較差等于120 mm，藍(lán)線表示降水率達(dá)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(fēng)區(qū)范圍(圖中打點(diǎn)區(qū)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(fēng)降水的強(qiáng)度。對(duì)于春-秋季風(fēng)區(qū)，將雨季(秋季)與旱季(春季)的降水差值，即春、秋季風(fēng)降水的年較差定義為春-秋季風(fēng)指數(shù)SAI(Spring-Autumn monsoon index)。SAI正值代表春-秋季風(fēng)的增強(qiáng)，SAI負(fù)值說明春-秋季風(fēng)的減弱。下文將通過對(duì)1979—2017年的全球春-秋季風(fēng)區(qū)SAI指數(shù)做EOF分解，以研究其時(shí)空主模態(tài)的變化特征。

3 全球春-秋季風(fēng)降水強(qiáng)度的時(shí)空主模態(tài)特征

對(duì)1979—2017年全球春-秋季風(fēng)區(qū)(見圖1中打點(diǎn)區(qū)域)的SAI指數(shù)做EOF分解，得到全球季風(fēng)的春-秋季風(fēng)強(qiáng)度的各模態(tài)時(shí)空變化特征，各模態(tài)的方差貢獻(xiàn)如圖2所示。第一模態(tài)的方差貢獻(xiàn)最大，為11.3%，第二模態(tài)的方差貢獻(xiàn)為8.1%，前兩個(gè)模態(tài)的總方差貢獻(xiàn)接近20%，這兩個(gè)模態(tài)都能夠反映出真實(shí)的氣候變化特征。降水的各模態(tài)方差貢獻(xiàn)較為分散，這與通常降水變化的復(fù)雜性有關(guān)，也說明相比于冬-夏季風(fēng)降水的變化，春-秋季風(fēng)降水的方差貢獻(xiàn)更小，但它是全球季風(fēng)的一個(gè)重要組成部分。

圖2 各模態(tài)方差貢獻(xiàn)百分比(%)以及North檢驗(yàn)結(jié)果Fig.2 Variance contribution percentage (%) of the first 10 modes with the North test

3.1 第一模態(tài)—熱帶太平洋模態(tài)

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

由時(shí)間序列PC1回歸得到的超前滯后熱帶太平洋SST距平場(chǎng)(見圖4)可知，第一模態(tài)降水對(duì)應(yīng)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(fā)展，在冬季達(dá)到最強(qiáng)，之后暖異常信號(hào)衰減，直到第二年夏季異常信號(hào)消失，并在之后的秋季轉(zhuǎn)為冷異常并發(fā)展，在冬季冷信號(hào)達(dá)到最強(qiáng)。因此，熱帶太平洋上春-秋季風(fēng)的增強(qiáng)對(duì)應(yīng)著厄爾尼諾事件衰減以及拉尼娜事件發(fā)展的過程，這一模態(tài)時(shí)間序列與前一年冬季D(-1)JF(0)的Nino3指數(shù)的相關(guān)系數(shù)為0.75，達(dá)到了95%的顯著性水平。

(實(shí)線內(nèi)為春-秋季風(fēng)區(qū)。Dashed lines indicate.the global spring-autumn monsoon domain.)圖3 全球春-秋季風(fēng)降水的EOF第一模態(tài)Fig.3 First EOF mode of global spring-autumn monsoon precipitation

ENSO事件是熱帶太平洋春-秋季風(fēng)降水的主要影響因素，中東太平洋的正海溫信號(hào)促進(jìn)了赤道附近海面的蒸發(fā)過程，使局地對(duì)流層低層的水汽含量增加，也對(duì)沃克環(huán)流和哈德萊環(huán)流具有調(diào)制作用，分別對(duì)西太平洋和東太平洋的降水產(chǎn)生影響。以季風(fēng)強(qiáng)年為例，在厄爾尼諾轉(zhuǎn)拉尼娜的過程中，4～5月北半球季風(fēng)降水偏弱，南半球季風(fēng)降水偏強(qiáng)；10～11月北半球季風(fēng)降水偏強(qiáng)，南半球季風(fēng)降水偏弱。在厄爾尼諾背景下，原有的沃克環(huán)流減弱，熱帶中東太平洋的上升運(yùn)動(dòng)增強(qiáng)，熱帶西太平洋的對(duì)流活動(dòng)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(qiáng)[23]。沃克環(huán)流對(duì)降水的影響在南北半球具有一致性，表現(xiàn)為同步的增加或減少，因此熱帶西北太平洋季風(fēng)降水增強(qiáng)時(shí)，對(duì)應(yīng)的南半球表現(xiàn)為季風(fēng)降水的減弱。另一方面，在春、秋季，太平洋上的氣候態(tài)局地哈德萊環(huán)流大致以赤道為界對(duì)稱分布，其中北半球環(huán)流圈的強(qiáng)度大于南半球環(huán)流圈[24]。季風(fēng)強(qiáng)年的4～5月，海溫處于厄爾尼諾位相，北半球環(huán)流的上升支存在異常下沉，南半球環(huán)流的上升支存在異常上升(見圖5(a))，因此北半球哈德萊環(huán)流減弱，南半球哈德萊環(huán)流加強(qiáng)，有利于南半球季風(fēng)區(qū)的對(duì)流活動(dòng)增強(qiáng)與降水的增加；在季風(fēng)強(qiáng)年的10～11月，海溫為拉尼娜位相，北半球環(huán)流的上升支存在異常上升，而南半球環(huán)流上升支的異常上升較弱，甚至在接近赤道的部分出現(xiàn)異常下沉(見圖5(b))，因此北半球哈德萊環(huán)流增強(qiáng)，南半球哈德萊環(huán)流減弱，有利于北半球季風(fēng)區(qū)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(tài)時(shí)間序列對(duì)熱帶太平洋SST的超前滯后回歸場(chǎng) (單位：°C)Fig.4 Lead-lag regression between PC1 and tropical Pacific SST (Unit:°C)

圖5 第一模態(tài)時(shí)間序列對(duì)太平洋區(qū)域(120°E～80°W)哈德萊環(huán)流的同期回歸(綠色矢量箭頭)與氣候態(tài)哈德萊環(huán)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(qiáng)度也是熱帶太平洋季風(fēng)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(hào)有益于ITCZ的南移[25]，對(duì)南半球季風(fēng)區(qū)的降水有促進(jìn)作用，北半球季風(fēng)降水偏弱，而負(fù)異常信號(hào)的增強(qiáng)則導(dǎo)致ITCZ的北移并使其大致穩(wěn)定在10°N左右[26]，有利于北半球季風(fēng)區(qū)的降水。此外，熱帶太平洋的ITCZ也受到MJO(熱帶季節(jié)內(nèi)振蕩)的調(diào)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(qū)[27]?？傮w上MJO的活躍期對(duì)應(yīng)著ITCZ增強(qiáng)，與季風(fēng)降水存在正相關(guān)關(guān)系[28-29]。MJO根據(jù)對(duì)流中心區(qū)分為不同位相[30]，因此不同位相的MJO強(qiáng)度的年際變化對(duì)熱帶太平洋春-秋季風(fēng)降水的影響與機(jī)制仍需要進(jìn)一步的研究。

3.2 第二模態(tài)—熱帶大西洋模態(tài)

春-秋季風(fēng)降水的第二模態(tài)方差貢獻(xiàn)占比為8.1%，這一模態(tài)主要體現(xiàn)了熱帶大西洋上的季風(fēng)降水強(qiáng)度的南北半球同位相特征(見圖6)，季風(fēng)偏強(qiáng)代表著秋季(北半球10～11月，南半球4～5月)的季風(fēng)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(tài)Fig.6 Same as in figure 3，but for the second mode

這一模態(tài)與熱帶大西洋SST的超前滯后回歸場(chǎng)(見圖7)體現(xiàn)了第二模態(tài)對(duì)應(yīng)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(xù)到夏季。說明熱帶大西洋的季風(fēng)春-秋季風(fēng)降水受到了大西洋Nino的影響[31]，并且第二模態(tài)時(shí)間序列與同年春季3～5月大西洋Nino指數(shù)(定義為3°S～3°N，20°W～0°的平均SSTA)的相關(guān)系數(shù)為0.74，達(dá)到了95%的顯著性水平。

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

與ENSO事件對(duì)熱帶東太平洋降水的影響機(jī)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(huán)流的強(qiáng)度[34-35]來影響降水。熱帶大西洋Nino的信號(hào)偏向南半球，因此在北半球春季，大西洋Nino正位相達(dá)到最強(qiáng)時(shí)，赤道及南大西洋SST為正異常，北大西洋SST為負(fù)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(duì)流活動(dòng)加強(qiáng)與北大西洋對(duì)流的減弱，對(duì)同期的降水產(chǎn)生影響。大西洋上的氣候態(tài)局地哈德萊環(huán)流在4～5月大致以赤道為界對(duì)稱分布，并且南、北半球環(huán)流圈強(qiáng)度接近，但南半球的環(huán)流圈更寬，延伸至20°S左右，北半球環(huán)流圈達(dá)到10°N左右；在10～11月，氣候態(tài)局地哈德萊環(huán)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(fēng)區(qū)內(nèi)氣候態(tài)降水大于南半球季風(fēng)區(qū)氣候態(tài)降水。在季風(fēng)強(qiáng)年的4～5月，受到局地暖海溫的影響，南半球哈德萊環(huán)流圈的上升支存在異常上升，北半球環(huán)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(huán)流增強(qiáng)，北半球環(huán)流減弱，有利于南半球季風(fēng)區(qū)的對(duì)流增強(qiáng)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(huán)流都不存在顯著的異常信號(hào)(見圖8(b))，即熱帶大西洋模態(tài)的降水特征主要體現(xiàn)為4～5月的降水異常。

圖8 第二模態(tài)時(shí)間序列對(duì)大西洋區(qū)域(60°W～10°E)哈德萊環(huán)流的同期回歸(綠色矢量箭頭)與大西洋氣候態(tài)哈德萊環(huán)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(jié)論

本文對(duì)全球春-秋季風(fēng)降水的兩個(gè)時(shí)空主模態(tài)進(jìn)行了分析，得到以下結(jié)果：

春-秋季風(fēng)降水的第一模態(tài)為熱帶太平洋模態(tài)，這一模態(tài)體現(xiàn)了熱帶太平洋上的春-秋季風(fēng)降水特征。熱帶太平洋模態(tài)的年際變化與ENSO有較強(qiáng)的相關(guān)關(guān)系，強(qiáng)春-秋季風(fēng)年對(duì)應(yīng)著厄爾尼諾事件轉(zhuǎn)變?yōu)槔崮仁录倪^程，ENSO事件中，赤道中東太平洋海溫的異常信號(hào)通過對(duì)哈德萊環(huán)流以及沃克環(huán)流的調(diào)控作用，分別對(duì)東太平洋以及西太平洋的春-秋季風(fēng)降水的年際變化產(chǎn)生影響。同時(shí)ENSO事件對(duì)應(yīng)的海溫也導(dǎo)致ITCZ的南北移動(dòng)，并通過對(duì)水汽以及對(duì)流活動(dòng)的影響而進(jìn)一步影響熱帶太平洋的春-秋季風(fēng)降水。此外，MJO通過對(duì)ITCZ的影響對(duì)熱帶太平洋季風(fēng)降水產(chǎn)生影響，其具體的關(guān)系與機(jī)制仍需要進(jìn)一步研究。

第二模態(tài)為熱帶大西洋模態(tài)，這一模態(tài)表現(xiàn)了在熱帶大西洋上的春-秋季風(fēng)降水特征。熱帶大西洋模態(tài)的年際變化與大西洋Nino有關(guān)，大西洋Nino對(duì)應(yīng)的SST信號(hào)通過影響ITCZ的位置以及哈德萊環(huán)流強(qiáng)度，從而對(duì)熱帶大西洋春-秋季風(fēng)降水產(chǎn)生影響。

本文對(duì)春-秋季風(fēng)降水的前兩個(gè)主要模態(tài)進(jìn)行了分析，然而由于降水本身具有的復(fù)雜性，前兩模態(tài)的累積方差貢獻(xiàn)不到20%，不能全面地體現(xiàn)春-秋季風(fēng)降水的時(shí)空分布。因此本文的研究主要介紹了春-秋季風(fēng)降水的部分較為顯著的分布以及變化特征。