楊 靜, 鄭小童

(1.中國海洋大學物理海洋教育部重點實驗室，海洋與大氣學院 山東 青島 266100；2. 青島海洋科學與技術試點國家實驗室， 山東 青島 266237)

作為熱帶海區(qū)經(jīng)向上集中的強降雨帶，同時也是哈德萊(Hadley)環(huán)流圈的上升中心，熱帶輻合帶(Intertropical Convergence Zone, ITCZ)是熱帶氣候系統(tǒng)的重要組成部分[1]。ITCZ位置和強度的微小變化會引起熱帶地區(qū)顯著的降水和環(huán)流改變，進而造成整個熱帶甚至全球的氣候異常，理解并預測ITCZ的變化是氣候研究中的重要問題。

在年平均氣候態(tài)上，ITCZ并非與接受太陽短波輻射通量最多的赤道重合，而是常年處于赤道以北8°N附近，并隨著季節(jié)南北移動[2]。傳統(tǒng)觀點認為是由于南北半球海陸分布和大陸岸界走向的影響，南北半球海陸分布差異使得赤道以北海表面溫度(Sea Surface Temperature, SST)略高于赤道以南，在風-蒸發(fā)-SST反饋[3]、上升流-風-SST反饋[4]和層云-SST反饋[5]等熱帶局地海氣相互作用下維持ITCZ一直位于赤道以北。

考慮到ITCZ對應Hadley環(huán)流的上升支，由于濕靜力能隨著高度增加而增大，因此高空支主要與能量輸送有關，相應的低空支主要與水汽輸送有關，如此將大氣能量與ITCZ聯(lián)系起來[6]。近年來，一些學者從大氣能量的角度出發(fā)，指出ITCZ的位置不僅受熱帶地區(qū)局地作用的影響，熱帶外地區(qū)對大氣的能量強迫也會對其產(chǎn)生影響[7-8]。Kang等從能量的角度提出了一個新的理論框架來解釋ITCZ對于熱帶外地區(qū)熱力強迫的響應，通過冷卻(加熱)40°N(S)以北(南)地區(qū)來改變南北半球大氣能量差異，發(fā)現(xiàn)北半球副熱帶地區(qū)向極地的渦旋通量增加來補償北溫帶地區(qū)的失熱，使得北半球熱帶地區(qū)熱量減少，熱帶地區(qū)內(nèi)部通過Hadley環(huán)流重新調(diào)整，大氣高層產(chǎn)生向北的跨赤道能量輸送，低層產(chǎn)生向南的水汽輸送，引起ITCZ向南移動[9]。

基于以上能量框架理論，人們對ITCZ的位置提出新的解釋。例如Frierson等指出了海洋經(jīng)向翻轉流對于ITCZ位于赤道以北的貢獻：由于海洋向北輸送熱量，北半球熱帶外地區(qū)大氣得到更多的熱量，因而北半球副熱帶地區(qū)向高緯度輸送的能量較南半球副熱帶地區(qū)少，熱帶高層大氣產(chǎn)生向南的跨赤道能量輸送，導致ITCZ位于赤道以北[10]。同時，氣候模式中雙ITCZ的系統(tǒng)性模擬偏差也可以由南半球中高緯度海區(qū)低云模擬偏差導致大氣得到過多的能量來解釋[11]。

工業(yè)革命以來溫室氣體排放導致的全球變暖對全球氣候有重要影響。在全球變暖下，前人的研究也發(fā)現(xiàn)了跨赤道的能量輸送，進而影響ITCZ的位置。例如全球變暖下大西洋經(jīng)向翻轉流(Atlantic Meridional Overturning Circulation, AMOC)將會減弱，引起異常的大氣向北跨赤道能量輸送，造成ITCZ南移[12]。Frierson和Hwang利用CMIP3中9個混合層海洋-大氣耦合模式探究了全球變暖下ITCZ的響應，雖然各個模式中ITCZ的位移與大氣跨赤道能量輸送差異較大，但兩者呈顯著的負相關，通過歸因分析，溫帶地區(qū)的云和冰的響應可以解釋大部分的ITCZ位移，而熱帶地區(qū)由水汽、云引起的正反饋會放大溫帶地區(qū)的熱力作用[13]。McFarlane和Frierson利用CMIP5模式在RCP8.5排放情景下研究了全球變暖下ITCZ的變化，發(fā)現(xiàn)大氣跨赤道能量輸送變化與ITCZ的移動之間呈很好的負相關，不同模式中，各個能量項引起的跨赤道能量輸送的方向基本一致，但數(shù)值上有較大的差異，多模式平均下跨赤道能量輸送幾乎為零，氣溶膠濃度、海洋熱含量、大氣層頂凈的短波輻射的變化使得ITCZ北移，而大氣層頂凈的長波輻射、海洋熱輸送的變化會造成ITCZ南移，ITCZ整體移動不大[14]。

由于海洋熱容量遠遠大于地球其他圈層，海洋在氣候系統(tǒng)中扮演著“熱容器”的角色，延長了氣候系統(tǒng)(特別是地球表面溫度)對外強迫響應的時間尺度[15]。因此，全球變暖特別是全球平均溫度(Global-Mean Surface Temperature, GMST)對外輻射強迫變化的響應存在快(幾年)、慢(幾百到上千年)兩種尺度，分別對應于混合層的快速響應、深層海洋的緩慢響應[16]。在溫室氣體快速增長的過程中，海洋混合層因吸收大量熱量而快速增暖，并且向深層海洋傳輸，將熱量儲存在深海中，因此延緩了GMST的增加。而在溫室氣體濃度達到穩(wěn)定后時，儲存在深海里的熱量會對混合層海洋產(chǎn)生反饋，使GMST在輻射強迫保持不變時仍呈一個緩慢增長的趨勢。相對應的SST增暖形態(tài)對溫室氣體先增長后保持不變的響應同樣也分為快響應和慢響應兩個階段[17]。在快響應下，CO2快速增加，深層海洋的增暖延緩了SST的增暖，由于南半球海洋面積遠大于北半球，因而北半球增暖大于南半球；而在慢響應下，CO2趨于穩(wěn)定不變，深層海洋反過來加熱上層海洋，南半球增暖大于北半球。由于SST和能量有著密切的關系，大氣能量傳輸方向是從增暖的半球傳到冷卻的半球[18-19]，快慢響應中不同的SST增暖型必然會導致ITCZ不同的變化。前人的研究都是針對溫室氣體增加造成的跨赤道能量輸送變化和ITCZ的移動。對于溫室氣體達到穩(wěn)定后，雖然有工作研究了局地海溫和降水變化的關系[17]以及大氣環(huán)流的響應過程[20]，但這一階段ITCZ的位置如何變化，以及與南北半球能量傳輸?shù)年P系，還未有人給出明確的答案。

綜上所述，本文在前人研究的基礎上，對CMIP5多模式數(shù)據(jù)集進行分析，給出了全球變暖不同階段ITCZ的位置變化及其與能量的關系，并對快慢響應階段進行比較，指出了海洋對于氣候變化的重要調(diào)控作用，這對理解全球變暖背景下全球的大氣環(huán)流和水循環(huán)變化有重要意義，為通過大氣能量收支預估未來熱帶降水變化提供了理論基礎。

1 資料和方法

本文使用了第五次國際間耦合模式比較計劃(CMIP5)中12個模式的歷史模擬(Historical)和典型濃度路徑2100年達到4.5 W/m2(Representative Concentration Pathways, RCP4.5)模擬試驗的月平均資料結果(所用模式見表格1)。在RCP4.5試驗中，輻射強迫穩(wěn)定增加，于2070年左右基本達到4.5 W/m2，然后保持穩(wěn)定不變，并且包含氣溶膠濃度的減少。如圖1所示，大多數(shù)模式中GMST在2070年之前快速增加(多模式平均變化速率為0.023 ℃/a)，2070年之后增長速率顯著變慢(0.003 ℃/a)。雖然GMST增長速率的拐點為2070年，本文仍沿用Long等文章中的定義：快響應為RCP4.5試驗中21世紀后50年(2051—2100年)平均與歷史試驗后50年(1956—2005年)平均之差，慢響應為RCP4.5在23世紀后50年(2251—2300年)平均與22世紀前50年(2101—2150年)平均之差[17]。

表1 選取的CMIP5模式

(采用11年滑動平均。11 years moving average.)

大氣向北跨赤道能量輸送使用McFarlane和Frierson文章中的定義：

AHTcross-eq=

即為半球間(南半球減北半球)能量不對稱性。其中：QA為大氣凈的能量收支，包括地球表面的感熱、潛熱通量、以及地球表面和大氣層頂?shù)拈L短波輻射通量；a為地球半徑；λ為經(jīng)度；φ為緯度[14]。為了方便計算，本文將能量的方向統(tǒng)一為進入大氣為正，即地球表面通量(Surface flux)向上為正，大氣層頂通量(Top of the Atmosphere flux, TOA flux)向下為正。

此外，ITCZ位移用熱帶南北降水不對稱性[21]、熱帶降水中心、熱帶降水重心[22]的變化來表征：

熱帶降水重心φcent=

為探究全球變暖不同階段下ITCZ位移與能量的關系，本文還使用近似部分輻射擾動法(Approximate Partial Radiative Perturbation, APRP)對大氣層頂短波輻射進行分解，得到云輻射、非云輻射、表面反照率輻射響應對短波輻射的貢獻，其中云輻射響應可分為云反射、散射、吸收輻射響應；非云輻射響應反映大氣的作用，可分為大氣散射(主要與硫酸鹽氣溶膠的散射作用有關)、大氣吸收輻射響應(主要與黑炭、水汽、臭氧等物質(zhì)的吸收作用有關)[23]。此外還運用了多模式集成分析、相關分析等統(tǒng)計方法。由于各個模式分辨率不一致，本文在進行所有計算之前將數(shù)據(jù)插值到1°×1°網(wǎng)格點上。

2 全球變暖快響應階段ITCZ的移動及其與能量的關系

2.1 全球變暖快響應階段跨赤道AHT的變化

在RCP4.5試驗中全球變暖快響應下，大多數(shù)模式顯示大氣存在向南的跨赤道能量輸送(見圖2(a))，多模式平均值為-0.03 PW(以南半球多為正)。本文將大氣跨赤道AHT進行分解診斷，考察surface flux和TOA flux對跨赤道AHT的貢獻，發(fā)現(xiàn)在大多數(shù)模式中，南半球surface flux大于北半球，多模式平均值為0.07 PW，而TOA flux則相反，顯示為北半球大于南半球，多模式平均值為-0.10 PW，說明快響應下大氣跨赤道AHT由TOA flux決定。本文再將TOA flux分為TOA長波與TOA短波，發(fā)現(xiàn)所有模式都模擬北半球得到較多的TOA 短波輻射，多模式平均值為-0.23 PW，是跨赤道向北AHT的主要貢獻因素；相反多模式平均TOA長波輻射的南北差異為0.13 PW，這與快響應下北半球增暖更多，大氣層頂向外釋放更多長波輻射有關。為進一步探究TOA短波輻射對跨赤道AHT的調(diào)控機制，本文利用APRP方法將TOA短波輻射分解為表面反照率、云和非云輻射響應(見圖2(a)右側部分)。通過分解發(fā)現(xiàn)大多數(shù)模式都模擬北半球云、表面反照率、非云輻射響應大于南半球，對多模式平均跨赤道AHT的貢獻值分別為-0.08、-0.08和-0.05 PW，可見多模式平均TOA短波輻射通量的南北差異主要與云、表面反照率輻射響應有關。表面反照率輻射響應與全球變暖下北極放大效應有關，其造成北半球冰雪融化大于南半球，北半球反照率減少使得從TOA進來的短波輻射增多，而云輻射響應可進一步歸因至云反射、散射、吸收輻射響應的變化，三者多模式平均值分別為-0.03、-0.05和-0.007 PW，因此云輻射響應的半球間差異主要與云短波反射、散射輻射響應有關。以上結果與前人的研究結果相似[14]。

圖2 RCP4.5試驗中由輻射引起的大氣向北跨赤道能量輸送在(a) 快響應階段和(b)慢響應階段的變化(單位：PW)

2.2 全球變暖快響應階段ITCZ的移動及其與大氣能量收支的模式間關系

對于溫室氣體增加的快響應階段ITCZ的移動，前人研究主要聚焦于模式間平均結果，對于模式間差異的原因以及對應的大氣能量空間分布研究較少，本文針對這一問題進行了分析。在RCP4.5試驗中全球變暖快響應下，12個模式中有8個模式顯示ITCZ北移。ITCZ的移動與跨赤道AHT變化之間呈顯著的負相關(r=-0.79，見圖3(a))，即模式中大氣存在向北(南)的異常能量輸送時，ITCZ南(北)移，能量變化與ITCZ移動的對應關系與前人的研究一致[14]。本文對跨赤道AHT進行分解，發(fā)現(xiàn)ITCZ的移動與TOA flux變化之間呈顯著的負相關(r=-0.81，見圖3(c))，與surface flux變化之間呈顯著的正相關(r=0.70，見圖3(b))，因此快響應下ITCZ的移動主要由TOA flux驅動。同時我們看到所有模式都模擬南半球表面溫度(Surface Temperature, TS)增暖小于北半球(見圖3(d))，并且模式間南北半球TS差異的變化與ITCZ位置移動和跨赤道AHT的變化顯著相關，相關系數(shù)分別達到-0.76和0.85。本文進一步將TOA flux分解為TOA 短波輻射通量和長波輻射通量兩項，發(fā)現(xiàn)短波輻射通量的南北差異變化與ITCZ的移動呈顯著的負相關(r=-0.78，見圖4(a)，而長波相反，其南北半球差異變化與ITCZ移動呈正相關(r=0.34)。為了進一步考察短波輻射通量變化影響ITCZ移動的具體物理原因，本文使用APRP方法對TOA短波輻射通量變化進行診斷分析，發(fā)現(xiàn)ITCZ移動的模式間差異主要由云、表面反照率輻射響應貢獻，相關系數(shù)分別為-0.55和-0.68(見圖4(b)，(c))，而云輻射響應的貢獻主要與云短波反射、散射輻射響應有關(見圖4(d)，(e))。因此快響應下云反射、云散射、表面反照率輻射響應是引起ITCZ模式間差異的主要因子。盡管云、非云短波吸收輻射響應也與ITCZ移動存在模式間相關，但其半球間差異變化過小，對ITCZ移動的貢獻可以忽略不計(見圖4(f)和(h))。

((a) 總能量；(b)表面通量；(c)大氣層頂能量；(d)表面溫度。實線為線性擬合結果。 (a) Total energy； (b) Surface flux； (c) TOA flux； (d) Surface temperature. The solid line denotes the linear regression.)

圖3 快響應下ITCZ移動與半球間能量以及溫度不對稱性(南半球減北半球)變化散點圖

Fig.3 Scatter plots of ITCZ shift with interhemispheric energy and temperature asymmetry (southern minus northern hemisphere) change in the fast response

影響ITCZ移動的大氣能量變化具有明顯的空間分布特征。在快響應下，調(diào)控ITCZ南北移動的TOA flux存在顯著的南北半球差異(見圖5(a))，北半球大多數(shù)地區(qū)為正相關(陸地上最顯著)，南半球大多數(shù)地區(qū)為負相關，即北半球從TOA進入大氣的能量較南半球多時，ITCZ北移。ITCZ與水平平均TOA flux的相關分別在南北半球低緯度和中高緯度較高(見圖5(b))，其中低緯度的相關反映了ITCZ位置的南北移動：當ITCZ北移時，對流也隨之北移，南(北)半球熱帶地區(qū)向外長波輻射(Outgoing longwave radiation, OLR)增強(減弱)，TOA flux減小(增大)。而中高緯度TOA flux的變化是ITCZ移動的驅動因素。本文對TOA flux進行分解，主要考察與ITCZ南北移動模式間差異相關的云反射、云散射、表面反照率輻射響應的空間分布特征。發(fā)現(xiàn)南大洋地區(qū)顯著的負值區(qū)與云反射輻射響應有關(見圖6(a))，此地區(qū)海溫較低，上空以低云為主，對短波輻射有較強的阻擋作用，其云反射輻射響應的變化對ITCZ的移動有重要貢獻。而北半球中高緯度顯著的正值區(qū)與表面反照率和云散射輻射響應都有關(見圖6(b)，(c))，其中與云散射輻射響應有關的信號主要出現(xiàn)在大陸上，作者猜測這與RCP4.5試驗中在21世紀南北半球不對稱的氣溶膠排放減少有關[24]，而表面反照率輻射響應與北半球高緯度地區(qū)的冰蓋變化有一定聯(lián)系[12]。

((a) TOA短波；(b)云輻射響應；(c)表面反照率輻射響應；(d)云反射輻射響應；(e)云散射輻射響應；(f)云吸收輻射響應；(g)非云散射輻射響應；(h)非云吸收輻射響應。實線為線性擬合結果。 (a) TOA shortwave radiation； (b) Cloud radiative response； (c) Surface albedo radiative response； (d) Cloud reflection radiative response； (e) Cloud scattering radiative response； (f) Cloud absorption radiative response； (g) Noncloud scattering radiative response； (h) Noncloud absorption radiative response. The solid line denotes the linear regression.)

圖4 快響應下ITCZ移動與半球間TOA短波輻射不對稱性變化以及APRP分解的散點圖

Fig.4 Scatter plots of ITCZ shift with interhemispheric TOA shortwave asymmetry change and APRP decomposition in the fast response

( (a) 空間分布；(b)水平平均。黑點表示過95%置信度檢驗的區(qū)域，虛線為95%置信度的臨界值。 (a) Spatial pattern； (b) Zonal mean. Black dots in (a) denote areas exceeding the 95% confidence level； Dashed lines in (b) mean the 95% confidence level.)

圖5 快響應下ITCZ移動與TOA flux變化相關圖

Fig.5 Correlation of ITCZ shift with TOA flux change in the fast response

( (a) 云反射輻射響應；(b)云散射輻射響應;(c)表面反照率輻射響應。黑點表示過95%置信度檢驗的區(qū)域。(a) Cloud reflection radiative response； (b) Cloud scattering radiative response； (c) Surface albedo radiative response. Black dots denote areas exceeding the 95% confidence level.)

圖6 快響應下ITCZ移動與能量變化相關圖

Fig.6 Correlation of ITCZ shift with energy change in the fast response

3 全球變暖慢響應階段ITCZ的移動及其與能量的關系

3.1 全球變暖慢響應階段跨赤道AHT的變化

針對慢響應階段的氣候特征，前人就局地海溫和降水變化的關系[17]以及大氣環(huán)流的響應過程[20]開展了研究工作，但這一階段ITCZ的移動及其與大氣能量傳輸?shù)年P系仍不明確，這也是本文要解決的另一個問題。通過分析，作者發(fā)現(xiàn)，在RCP4.5試驗中全球變暖慢響應下(見圖2(b))，由于GMST增暖幅度較小，其造成的半球間能量差異也小于快響應。與快響應不同的是，大多數(shù)模式都模擬大氣向北輸送能量，多模式平均值為0.02 PW。將慢響應下跨赤道AHT進行分解，發(fā)現(xiàn)在大多數(shù)模式中南半球surface flux大于北半球，多模式平均值為0.03 PW，而TOA flux則相反，多模式平均值為-0.01 PW，說明慢響應階段南北半球能量差異主要是surface flux變化的貢獻。進一步將surface flux分解，發(fā)現(xiàn)多模式平均表面通量的南北不對稱性主要由表面短波輻射通量、潛熱通量引起(多模式平均值均為0.01 PW)，其中潛熱通量存在很大的模式間不確定性。

3.2 全球變暖慢響應階段ITCZ的移動及其與大氣能量收支的模式間關系

在RCP4.5試驗中全球變暖慢響應下，大多數(shù)模式模擬ITCZ南移，由于溫室氣體濃度已經(jīng)趨于穩(wěn)定，ITCZ移動的幅度較快響應顯著減小，但依然受跨赤道AHT的調(diào)控(r=-0.74，見圖7(a))。與快響應階段不同的是，這種調(diào)控關系主要由surface flux貢獻，ITCZ與surface flux的變化呈顯著的模式間負相關(r=-0.56，見圖7(b))，而與TOA flux的變化無模式間相關性(見圖7(c))。大多數(shù)模式都模擬南半球增暖大于北半球增暖(見圖7(d))，跨赤道AHT的分布仍然與TS的分布有關(r=0.75)。本文將surface flux分解為潛熱通量、感熱通量、短波輻射和長波輻射通量，分別考察與ITCZ變化的模式間關系(見圖8)，發(fā)現(xiàn)ITCZ與surface flux的模式間相關性主要由潛熱通量貢獻(見圖8(a))，因而潛熱通量是慢響應下影響ITCZ移動的主要因子。

慢響應下調(diào)控ITCZ南北移動的surface flux在水平平均上存在一定的南北半球差異(見圖9(a))，南半球大多數(shù)地區(qū)為負相關，北半球大多數(shù)地區(qū)為正相關，這樣的特征在表面潛熱通量上也有所體現(xiàn)，并且中緯度45°S～55°S地區(qū)貢獻最大(見圖9(b))，作者猜測這與南大洋西風急流的強度變化有關。由于風速變化帶來的潛熱通量變化及其對應的海洋吸熱改變，是慢響應下決定不同模式ITCZ南北移動的主要因素。后續(xù)作者計劃對這一部分工作進行專門研究。

4 結論與討論

4.1 結論

本文在前人研究的基礎上利用CMIP5多模式數(shù)據(jù)分析了全球變暖不同階段跨赤道AHT、ITCZ位置的變化及其物理機制，主要得到以下結論：

(1)快響應下，大多數(shù)模式模擬大氣向南輸送能量，ITCZ向北移動，與跨赤道AHT的變化呈顯著的模式間負相關。這種負相關關系主要由TOA flux南北差別的模式間差異貢獻，而surface flux與ITCZ的移動在模式間呈正相關。進一步對TOA flux各項進行診斷分析，發(fā)現(xiàn)這一階段ITCZ移動的模式間差異主要受南大洋地區(qū)云短波反射輻射響應以及北半球中高緯度地區(qū)云短波散射、表面短波反照率輻射響應的影響。

(2)慢響應下，大多數(shù)模式模擬大氣向北輸送能量，對應ITCZ向南移動，兩者在模式間仍呈顯著的負相關，但此時的負相關主要由surface flux南北差別的模式間差異貢獻。進一步對surface flux各項進行診斷分析，發(fā)現(xiàn)這一階段ITCZ模式間差異主要與潛熱通量的南北半球差異有關，其中45°S～55°S的潛熱通量變化貢獻最大。

( (a) 總能量；(b)表面通量；(c)大氣層頂能量；(d)表面溫度。實線為線性擬合結果。(a) Total energy； (b) Surface flux； (c) TOA flux； (d) Surface temperature. The solid line denotes the linear regression.)

圖7 慢響應下ITCZ移動與半球間能量以及溫度不對稱性變化散點圖

Fig.7 Scatter plots of ITCZ shift with interhemispheric energy and temperature asymmetry change in the slow response

((a) 表面潛熱通量；(b)表面感熱通量；(c)表面短波輻射通量；(d)表面長波輻射通量。實線為線性擬合結果。 (a) Surface latent heat； (b) Surface sensible heat； (c) Surface shortwave radiation flux； (d) Surface longwave radiation flux. The solid line denotes the linear regression.)

圖8 慢響應下ITCZ移動與半球間能量不對稱性變化散點圖

Fig.8 Scatter plots of ITCZ shift with interhemispheric energy asymmetry change in the slow response

((a)表面通量；(b)表面潛熱通量。虛線為95%置信度的臨界值。(a) Surface flux; (b) Surface latent heat flux. The dashed lines mean the 95% confidence level.)

圖9 慢響應下ITCZ移動與水平平均能量變化相關圖

Fig.9 Correlation of ITCZ shift with zonal mean energy change in the slow response

4.2 討論

根據(jù)對南北半球大氣能量收支差異和ITCZ南北移動關系的分析，本文發(fā)現(xiàn)在全球變暖的快慢響應兩個階段，ITCZ移動都和跨赤道AHT的變化顯著相關(見圖3(a)和圖7(a))，但兩者變化的原因在兩個階段中是不同的。在快響應階段，氣候系統(tǒng)主要受外強迫和氣候反饋的影響發(fā)生變化，模式間的ITCZ位置和跨赤道AHT受TOA flux調(diào)控(見圖3(c))，同時surface flux變化的南北半球差異與ITCZ的移動呈正相關(見圖3(b))。當TOA 向下的能量在北(南)半球較多(少)時，會導致向南的跨赤道AHT以及ITCZ的向北移動，同時北(南)半球海洋(即surface flux變化)也得到更多(少)的能量，造成海洋的跨赤道能量向南的輸運。這體現(xiàn)了海洋和大氣對氣候強迫和反饋南北半球不對稱信號同向的跨赤道能量輸送響應。同時，在快響應階段ITCZ的南北移動與TS增暖的南北不對稱顯著相關(見圖3(d))，也體現(xiàn)了surface flux對表面加熱的不對稱特征。

相較而言，在慢響應階段，ITCZ的位置以及跨赤道AHT主要受surface flux的南北半球不對稱影響(見圖7(b))。在這個時期，氣候強迫信號(溫室氣體和氣溶膠)達到穩(wěn)定，因此海表增暖在模式中的差異會通過影響surface flux來影響ITCZ的移動。在這一階段，大氣通過surface flux在南(北)半球得到更多(少)的能量，造成ITCZ的南移以及向北的跨赤道AHT，同時相應的海洋在北(南)半球得熱更多(少)。在慢響應階段，大氣能量在南半球表面得到更多能量的原因主要是在快響應階段，南大洋會吸收大部分進入海洋的熱量[25]，在溫室氣體穩(wěn)定后會反饋到海表，造成了大氣能量收支的南北不對稱。因此在慢響應階段，南北半球的表面溫度變化差異也與跨赤道AHT呈顯著的正相關。

為了進一步理解快慢響應過程下ITCZ移動的原因，本文對不同階段TOA flux和surface flux的能量收支進行了診斷，并研究了與ITCZ移動相關的空間分布特征。在快響應階段，與ITCZ移動相關的TOA flux主要體現(xiàn)在北半球中高緯度區(qū)域以及南半球45°S位置(見圖5(a)，(b))。其中北半球中高緯度地區(qū)與表面短波反照率和云短波散射輻射響應有關，而南半球45°S地區(qū)與云短波反射輻射響應有關(見圖6)。并且北半球的輻射響應受氣溶膠的影響，由于歷史試驗和RCP4.5情景試驗中存在人類活動排放氣溶膠的作用，且氣溶膠的減少主要發(fā)生在北半球，引起北半球增暖，北極冰雪融化反照率減小，同時氣溶膠影響云的生成，使得北半球云對短波的散射作用減弱，進入大氣的TOA短波輻射較南半球多，引起ITCZ北移。在慢響應階段，對surface flux進一步診斷發(fā)現(xiàn)，ITCZ的南北移動主要與潛熱通量的南北半球差異有關，其中45°S～55°S的潛熱通量變化貢獻最大(見圖9(b))。

通過本文的分析，初步明確了快慢響應下跨赤道AHT、ITCZ位置的變化，并且發(fā)現(xiàn)快響應階段主要由TOA flux代表的氣候強迫和反饋信號決定，而慢反應下主要由表征海洋吸熱變化的surface flux驅動。兩個階段ITCZ移動驅動原因的差異體現(xiàn)了不同階段氣候變化的物理本質(zhì)，即快響應階段的氣候變化信號是對輻射強迫的直接響應，而慢響應階段的氣候變化信號是對海洋吸熱調(diào)整的響應。以上結果為預估未來熱帶降水和大氣能量平衡的關系提供了理論依據(jù)。