2019, Vol. 50
2. 青岛海洋科学与技术试点国家实验室，山东 青岛 266237
作为热带海区经向上集中的强降雨带，同时也是哈德莱(Hadley)环流圈的上升中心，热带辐合带(Intertropical Convergence Zone, ITCZ)是热带气候系统的重要组成部分[1]。ITCZ位置和强度的微小变化会引起热带地区显著的降水和环流改变，进而造成整个热带甚至全球的气候异常，理解并预测ITCZ的变化是气候研究中的重要问题。
在年平均气候态上，ITCZ并非与接受太阳短波辐射通量最多的赤道重合，而是常年处于赤道以北8°N附近，并随着季节南北移动[2]。传统观点认为是由于南北半球海陆分布和大陆岸界走向的影响，南北半球海陆分布差异使得赤道以北海表面温度(Sea Surface Temperature, SST)略高于赤道以南，在风-蒸发-SST反馈[3]、上升流-风-SST反馈[4]和层云-SST反馈[5]等热带局地海气相互作用下维持ITCZ一直位于赤道以北。
考虑到ITCZ对应Hadley环流的上升支，由于湿静力能随着高度增加而增大，因此高空支主要与能量输送有关，相应的低空支主要与水汽输送有关，如此将大气能量与ITCZ联系起来[6]。近年来，一些学者从大气能量的角度出发，指出ITCZ的位置不仅受热带地区局地作用的影响，热带外地区对大气的能量强迫也会对其产生影响[7-8]。Kang等从能量的角度提出了一个新的理论框架来解释ITCZ对于热带外地区热力强迫的响应，通过冷却(加热)40°N(S)以北(南)地区来改变南北半球大气能量差异，发现北半球副热带地区向极地的涡旋通量增加来补偿北温带地区的失热，使得北半球热带地区热量减少，热带地区内部通过Hadley环流重新调整，大气高层产生向北的跨赤道能量输送，低层产生向南的水汽输送，引起ITCZ向南移动[9]。
基于以上能量框架理论，人们对ITCZ的位置提出新的解释。例如Frierson等指出了海洋经向翻转流对于ITCZ位于赤道以北的贡献：由于海洋向北输送热量，北半球热带外地区大气得到更多的热量，因而北半球副热带地区向高纬度输送的能量较南半球副热带地区少，热带高层大气产生向南的跨赤道能量输送，导致ITCZ位于赤道以北[10]。同时，气候模式中双ITCZ的系统性模拟偏差也可以由南半球中高纬度海区低云模拟偏差导致大气得到过多的能量来解释[11]。
工业革命以来温室气体排放导致的全球变暖对全球气候有重要影响。在全球变暖下，前人的研究也发现了跨赤道的能量输送，进而影响ITCZ的位置。例如全球变暖下大西洋经向翻转流(Atlantic Meridional Overturning Circulation, AMOC)将会减弱，引起异常的大气向北跨赤道能量输送，造成ITCZ南移[12]。Frierson和Hwang利用CMIP3中9个混合层海洋-大气耦合模式探究了全球变暖下ITCZ的响应，虽然各个模式中ITCZ的位移与大气跨赤道能量输送差异较大，但两者呈显著的负相关，通过归因分析，温带地区的云和冰的响应可以解释大部分的ITCZ位移，而热带地区由水汽、云引起的正反馈会放大温带地区的热力作用[13]。McFarlane和Frierson利用CMIP5模式在RCP8.5排放情景下研究了全球变暖下ITCZ的变化，发现大气跨赤道能量输送变化与ITCZ的移动之间呈很好的负相关，不同模式中，各个能量项引起的跨赤道能量输送的方向基本一致，但数值上有较大的差异，多模式平均下跨赤道能量输送几乎为零，气溶胶浓度、海洋热含量、大气层顶净的短波辐射的变化使得ITCZ北移，而大气层顶净的长波辐射、海洋热输送的变化会造成ITCZ南移，ITCZ整体移动不大[14]。
由于海洋热容量远远大于地球其他圈层，海洋在气候系统中扮演着“热容器”的角色，延长了气候系统(特别是地球表面温度)对外强迫响应的时间尺度[15]。因此，全球变暖特别是全球平均温度(Global-Mean Surface Temperature, GMST)对外辐射强迫变化的响应存在快(几年)、慢(几百到上千年)两种尺度，分别对应于混合层的快速响应、深层海洋的缓慢响应[16]。在温室气体快速增长的过程中，海洋混合层因吸收大量热量而快速增暖，并且向深层海洋传输，将热量储存在深海中，因此延缓了GMST的增加。而在温室气体浓度达到稳定后时，储存在深海里的热量会对混合层海洋产生反馈，使GMST在辐射强迫保持不变时仍呈一个缓慢增长的趋势。相对应的SST增暖形态对温室气体先增长后保持不变的响应同样也分为快响应和慢响应两个阶段[17]。在快响应下，CO2快速增加，深层海洋的增暖延缓了SST的增暖，由于南半球海洋面积远大于北半球，因而北半球增暖大于南半球；而在慢响应下，CO2趋于稳定不变，深层海洋反过来加热上层海洋，南半球增暖大于北半球。由于SST和能量有着密切的关系，大气能量传输方向是从增暖的半球传到冷却的半球[18-19]，快慢响应中不同的SST增暖型必然会导致ITCZ不同的变化。前人的研究都是针对温室气体增加造成的跨赤道能量输送变化和ITCZ的移动。对于温室气体达到稳定后，虽然有工作研究了局地海温和降水变化的关系[17]以及大气环流的响应过程[20]，但这一阶段ITCZ的位置如何变化，以及与南北半球能量传输的关系，还未有人给出明确的答案。
综上所述，本文在前人研究的基础上，对CMIP5多模式数据集进行分析，给出了全球变暖不同阶段ITCZ的位置变化及其与能量的关系，并对快慢响应阶段进行比较，指出了海洋对于气候变化的重要调控作用，这对理解全球变暖背景下全球的大气环流和水循环变化有重要意义，为通过大气能量收支预估未来热带降水变化提供了理论基础。
1 资料和方法本文使用了第五次国际间耦合模式比较计划(CMIP5)中12个模式的历史模拟(Historical)和典型浓度路径2100年达到4.5 W/m2(Representative Concentration Pathways, RCP4.5)模拟试验的月平均资料结果(所用模式见表格1)。在RCP4.5试验中，辐射强迫稳定增加，于2070年左右基本达到4.5 W/m2，然后保持稳定不变，并且包含气溶胶浓度的减少。如图 1所示，大多数模式中GMST在2070年之前快速增加(多模式平均变化速率为0.023 ℃/a)，2070年之后增长速率显著变慢(0.003 ℃/a)。虽然GMST增长速率的拐点为2070年，本文仍沿用Long等文章中的定义：快响应为RCP4.5试验中21世纪后50年(2051—2100年)平均与历史试验后50年(1956—2005年)平均之差，慢响应为RCP4.5在23世纪后50年(2251—2300年)平均与22世纪前50年(2101—2150年)平均之差[17]。
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(采用11年滑动平均11 years moving average. ) 图 1 历史试验和RCP4.5试验中全球平均温度相较于1956—2005年(即历史模拟试验后50年)平均的变化时间序列(单位：℃) Fig. 1 Eleven-year running mean time series of GMST change relative to mean value of 1956—2005 (the last 50 years in historical simulation) in historical simulation and RCP4.5 scenario (Units:℃) |
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表 1 选取的CMIP5模式 Table 1 The CMIP5 models selected |
大气向北跨赤道能量输送使用McFarlane和Frierson文章中的定义：
| $ \begin{array}{l} AH{T_{{\rm{cross - eq}}}} = \\ {\rm{ }}(\int_{ - \pi /2}^0 {\int_0^{2\pi } {{Q_A}} } {a^2}{\rm{cos}}\lambda {\rm{d}}\phi {\rm{d}}\lambda - \int_0^{\pi /2} {\int_0^{2\pi } {{Q_A}} } {a^2}{\rm{cos}}\lambda {\rm{d}}\phi {\rm{d}}\lambda ), \end{array} $ |
即为半球间(南半球减北半球)能量不对称性。其中：QA为大气净的能量收支，包括地球表面的感热、潜热通量、以及地球表面和大气层顶的长短波辐射通量；a为地球半径；λ为经度；ϕ为纬度[14]。为了方便计算，本文将能量的方向统一为进入大气为正，即地球表面通量(Surface flux)向上为正，大气层顶通量(Top of the Atmosphere flux, TOA flux)向下为正。
此外，ITCZ位移用热带南北降水不对称性[21]、热带降水中心、热带降水重心[22]的变化来表征：
热带降水南北不对称性Pasy=P0－20°N - P0－20°S，其中P为区域加权平均降水；
热带降水中心ϕmed满足
热带降水重心ϕcent=
为探究全球变暖不同阶段下ITCZ位移与能量的关系，本文还使用近似部分辐射扰动法(Approximate Partial Radiative Perturbation, APRP)对大气层顶短波辐射进行分解，得到云辐射、非云辐射、表面反照率辐射响应对短波辐射的贡献，其中云辐射响应可分为云反射、散射、吸收辐射响应；非云辐射响应反映大气的作用，可分为大气散射(主要与硫酸盐气溶胶的散射作用有关)、大气吸收辐射响应(主要与黑炭、水汽、臭氧等物质的吸收作用有关)[23]。此外还运用了多模式集成分析、相关分析等统计方法。由于各个模式分辨率不一致，本文在进行所有计算之前将数据插值到1°×1°网格点上。
2 全球变暖快响应阶段ITCZ的移动及其与能量的关系 2.1 全球变暖快响应阶段跨赤道AHT的变化在RCP4.5试验中全球变暖快响应下，大多数模式显示大气存在向南的跨赤道能量输送(见图 2(a))，多模式平均值为-0.03 PW(以南半球多为正)。本文将大气跨赤道AHT进行分解诊断，考察surface flux和TOA flux对跨赤道AHT的贡献，发现在大多数模式中，南半球surface flux大于北半球，多模式平均值为0.07 PW，而TOA flux则相反，显示为北半球大于南半球，多模式平均值为-0.10 PW，说明快响应下大气跨赤道AHT由TOA flux决定。本文再将TOA flux分为TOA长波与TOA短波，发现所有模式都模拟北半球得到较多的TOA短波辐射，多模式平均值为-0.23 PW，是跨赤道向北AHT的主要贡献因素；相反多模式平均TOA长波辐射的南北差异为0.13 PW，这与快响应下北半球增暖更多，大气层顶向外释放更多长波辐射有关。为进一步探究TOA短波辐射对跨赤道AHT的调控机制，本文利用APRP方法将TOA短波辐射分解为表面反照率、云和非云辐射响应(见图 2(a)右侧部分)。通过分解发现大多数模式都模拟北半球云、表面反照率、非云辐射响应大于南半球，对多模式平均跨赤道AHT的贡献值分别为-0.08、-0.08和-0.05 PW，可见多模式平均TOA短波辐射通量的南北差异主要与云、表面反照率辐射响应有关。表面反照率辐射响应与全球变暖下北极放大效应有关，其造成北半球冰雪融化大于南半球，北半球反照率减少使得从TOA进来的短波辐射增多，而云辐射响应可进一步归因至云反射、散射、吸收辐射响应的变化，三者多模式平均值分别为-0.03、-0.05和-0.007 PW，因此云辐射响应的半球间差异主要与云短波反射、散射辐射响应有关。以上结果与前人的研究结果相似[14]。
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图 2 RCP4.5试验中由辐射引起的大气向北跨赤道能量输送在(a)快响应阶段和(b)慢响应阶段的变化(单位：PW) Fig. 2 Changes in northward cross-equator AHT induced by radiation changes in the RCP4.5 scenario during(a) the fast response and (b) slow response(Units: PW) |
对于温室气体增加的快响应阶段ITCZ的移动，前人研究主要聚焦于模式间平均结果，对于模式间差异的原因以及对应的大气能量空间分布研究较少，本文针对这一问题进行了分析。在RCP4.5试验中全球变暖快响应下，12个模式中有8个模式显示ITCZ北移。ITCZ的移动与跨赤道AHT变化之间呈显著的负相关(r=-0.79，见图 3(a))，即模式中大气存在向北(南)的异常能量输送时，ITCZ南(北)移，能量变化与ITCZ移动的对应关系与前人的研究一致[14]。本文对跨赤道AHT进行分解，发现ITCZ的移动与TOA flux变化之间呈显著的负相关(r=-0.81，见图 3(c))，与surface flux变化之间呈显著的正相关(r=0.70，见图 3(b))，因此快响应下ITCZ的移动主要由TOA flux驱动。同时我们看到所有模式都模拟南半球表面温度(Surface Temperature, TS)增暖小于北半球(见图 3(d))，并且模式间南北半球TS差异的变化与ITCZ位置移动和跨赤道AHT的变化显著相关，相关系数分别达到-0.76和0.85。本文进一步将TOA flux分解为TOA短波辐射通量和长波辐射通量两项，发现短波辐射通量的南北差异变化与ITCZ的移动呈显著的负相关(r=-0.78，见图 4(a)，而长波相反，其南北半球差异变化与ITCZ移动呈正相关(r=0.34)。为了进一步考察短波辐射通量变化影响ITCZ移动的具体物理原因，本文使用APRP方法对TOA短波辐射通量变化进行诊断分析，发现ITCZ移动的模式间差异主要由云、表面反照率辐射响应贡献，相关系数分别为-0.55和-0.68(见图 4(b)，(c))，而云辐射响应的贡献主要与云短波反射、散射辐射响应有关(见图 4(d)，(e))。因此快响应下云反射、云散射、表面反照率辐射响应是引起ITCZ模式间差异的主要因子。尽管云、非云短波吸收辐射响应也与ITCZ移动存在模式间相关，但其半球间差异变化过小，对ITCZ移动的贡献可以忽略不计(见图 4(f)和(h))。
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((a)总能量；(b)表面通量；(c)大气层顶能量；(d)表面温度。实线为线性拟合结果。(a) Total energy; (b) Surface flux; (c) TOA flux; (d) Surface temperature. The solid line denotes the linear regression. ) 图 3 快响应下ITCZ移动与半球间能量以及温度不对称性(南半球减北半球)变化散点图 Fig. 3 Scatter plots of ITCZ shift with interhemispheric energy and temperature asymmetry (southern minus northern hemisphere) change in the fast response |
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((a) TOA短波；(b)云辐射响应；(c)表面反照率辐射响应；(d)云反射辐射响应；(e)云散射辐射响应；(f)云吸收辐射响应；(g)非云散射辐射响应；(h)非云吸收辐射响应。实线为线性拟合结果。(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. ) 图 4 快响应下ITCZ移动与半球间TOA短波辐射不对称性变化以及APRP分解的散点图 Fig. 4 Scatter plots of ITCZ shift with interhemispheric TOA shortwave asymmetry change and APRP decomposition in the fast response |
影响ITCZ移动的大气能量变化具有明显的空间分布特征。在快响应下，调控ITCZ南北移动的TOA flux存在显著的南北半球差异(见图 5(a))，北半球大多数地区为正相关(陆地上最显著)，南半球大多数地区为负相关，即北半球从TOA进入大气的能量较南半球多时，ITCZ北移。ITCZ与水平平均TOA flux的相关分别在南北半球低纬度和中高纬度较高(见图 5(b))，其中低纬度的相关反映了ITCZ位置的南北移动：当ITCZ北移时，对流也随之北移，南(北)半球热带地区向外长波辐射(Outgoing longwave radiation, OLR)增强(减弱)，TOA flux减小(增大)。而中高纬度TOA flux的变化是ITCZ移动的驱动因素。本文对TOA flux进行分解，主要考察与ITCZ南北移动模式间差异相关的云反射、云散射、表面反照率辐射响应的空间分布特征。发现南大洋地区显著的负值区与云反射辐射响应有关(见图 6(a))，此地区海温较低，上空以低云为主，对短波辐射有较强的阻挡作用，其云反射辐射响应的变化对ITCZ的移动有重要贡献。而北半球中高纬度显著的正值区与表面反照率和云散射辐射响应都有关(见图 6(b)，(c))，其中与云散射辐射响应有关的信号主要出现在大陆上，作者猜测这与RCP4.5试验中在21世纪南北半球不对称的气溶胶排放减少有关[24]，而表面反照率辐射响应与北半球高纬度地区的冰盖变化有一定联系[12]。
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((a)空间分布；(b)水平平均。黑点表示过95%置信度检验的区域，虚线为95%置信度的临界值。(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. ) 图 5 快响应下ITCZ移动与TOA flux变化相关图 Fig. 5 Correlation of ITCZ shift with TOA flux change in the fast response |
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((a)云反射辐射响应；(b)云散射辐射响应; (c)表面反照率辐射响应。黑点表示过95%置信度检验的区域。(a) Cloud reflection radiative response; (b) Cloud scattering radiative response; (c) Surface albedo radiative response. Black dots denote areas exceeding the 95% confidence level. ) 图 6 快响应下ITCZ移动与能量变化相关图 Fig. 6 Correlation of ITCZ shift with energy change in the fast response |
针对慢响应阶段的气候特征，前人就局地海温和降水变化的关系[17]以及大气环流的响应过程[20]开展了研究工作，但这一阶段ITCZ的移动及其与大气能量传输的关系仍不明确，这也是本文要解决的另一个问题。通过分析，作者发现，在RCP4.5试验中全球变暖慢响应下(见图 2(b))，由于GMST增暖幅度较小，其造成的半球间能量差异也小于快响应。与快响应不同的是，大多数模式都模拟大气向北输送能量，多模式平均值为0.02 PW。将慢响应下跨赤道AHT进行分解，发现在大多数模式中南半球surface flux大于北半球，多模式平均值为0.03 PW，而TOA flux则相反，多模式平均值为-0.01 PW，说明慢响应阶段南北半球能量差异主要是surface flux变化的贡献。进一步将surface flux分解，发现多模式平均表面通量的南北不对称性主要由表面短波辐射通量、潜热通量引起(多模式平均值均为0.01 PW)，其中潜热通量存在很大的模式间不确定性。
3.2 全球变暖慢响应阶段ITCZ的移动及其与大气能量收支的模式间关系在RCP4.5试验中全球变暖慢响应下，大多数模式模拟ITCZ南移，由于温室气体浓度已经趋于稳定，ITCZ移动的幅度较快响应显著减小，但依然受跨赤道AHT的调控(r=-0.74，见图 7(a))。与快响应阶段不同的是，这种调控关系主要由surface flux贡献，ITCZ与surface flux的变化呈显著的模式间负相关(r=-0.56，见图 7(b))，而与TOA flux的变化无模式间相关性(见图 7(c))。大多数模式都模拟南半球增暖大于北半球增暖(见图 7(d))，跨赤道AHT的分布仍然与TS的分布有关(r=0.75)。本文将surface flux分解为潜热通量、感热通量、短波辐射和长波辐射通量，分别考察与ITCZ变化的模式间关系(见图 8)，发现ITCZ与surface flux的模式间相关性主要由潜热通量贡献(见图 8(a))，因而潜热通量是慢响应下影响ITCZ移动的主要因子。
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((a)总能量；(b)表面通量；(c)大气层顶能量；(d)表面温度。实线为线性拟合结果。(a) Total energy; (b) Surface flux; (c) TOA flux; (d) Surface temperature. The solid line denotes the linear regression. ) 图 7 慢响应下ITCZ移动与半球间能量以及温度不对称性变化散点图 Fig. 7 Scatter plots of ITCZ shift with interhemispheric energy and temperature asymmetry change in the slow response |
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((a)表面潜热通量；(b)表面感热通量；(c)表面短波辐射通量；(d)表面长波辐射通量。实线为线性拟合结果。(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. ) 图 8 慢响应下ITCZ移动与半球间能量不对称性变化散点图 Fig. 8 Scatter plots of ITCZ shift with interhemispheric energy asymmetry change in the slow response |
慢响应下调控ITCZ南北移动的surface flux在水平平均上存在一定的南北半球差异(见图 9(a))，南半球大多数地区为负相关，北半球大多数地区为正相关，这样的特征在表面潜热通量上也有所体现，并且中纬度45°S~55°S地区贡献最大(见图 9(b))，作者猜测这与南大洋西风急流的强度变化有关。由于风速变化带来的潜热通量变化及其对应的海洋吸热改变，是慢响应下决定不同模式ITCZ南北移动的主要因素。后续作者计划对这一部分工作进行专门研究。
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((a)表面通量；(b)表面潜热通量。虚线为95%置信度的临界值。(a) Surface flux; (b) Surface latent heat flux. The dashed lines mean the 95% confidence level. ) 图 9 慢响应下ITCZ移动与水平平均能量变化相关图 Fig. 9 Correlation of ITCZ shift with zonal mean energy change in the slow response |
本文在前人研究的基础上利用CMIP5多模式数据分析了全球变暖不同阶段跨赤道AHT、ITCZ位置的变化及其物理机制，主要得到以下结论：
(1) 快响应下，大多数模式模拟大气向南输送能量，ITCZ向北移动，与跨赤道AHT的变化呈显著的模式间负相关。这种负相关关系主要由TOA flux南北差别的模式间差异贡献，而surface flux与ITCZ的移动在模式间呈正相关。进一步对TOA flux各项进行诊断分析，发现这一阶段ITCZ移动的模式间差异主要受南大洋地区云短波反射辐射响应以及北半球中高纬度地区云短波散射、表面短波反照率辐射响应的影响。
(2) 慢响应下，大多数模式模拟大气向北输送能量，对应ITCZ向南移动，两者在模式间仍呈显著的负相关，但此时的负相关主要由surface flux南北差别的模式间差异贡献。进一步对surface flux各项进行诊断分析，发现这一阶段ITCZ模式间差异主要与潜热通量的南北半球差异有关，其中45°S~55°S的潜热通量变化贡献最大。
4.2 讨论根据对南北半球大气能量收支差异和ITCZ南北移动关系的分析，本文发现在全球变暖的快慢响应两个阶段，ITCZ移动都和跨赤道AHT的变化显著相关(见图 3(a)和图 7(a))，但两者变化的原因在两个阶段中是不同的。在快响应阶段，气候系统主要受外强迫和气候反馈的影响发生变化，模式间的ITCZ位置和跨赤道AHT受TOA flux调控(见图 3(c))，同时surface flux变化的南北半球差异与ITCZ的移动呈正相关(见图 3(b))。当TOA向下的能量在北(南)半球较多(少)时，会导致向南的跨赤道AHT以及ITCZ的向北移动，同时北(南)半球海洋(即surface flux变化)也得到更多(少)的能量，造成海洋的跨赤道能量向南的输运。这体现了海洋和大气对气候强迫和反馈南北半球不对称信号同向的跨赤道能量输送响应。同时，在快响应阶段ITCZ的南北移动与TS增暖的南北不对称显著相关(见图 3(d))，也体现了surface flux对表面加热的不对称特征。
相较而言，在慢响应阶段，ITCZ的位置以及跨赤道AHT主要受surface flux的南北半球不对称影响(见图 7(b))。在这个时期，气候强迫信号(温室气体和气溶胶)达到稳定，因此海表增暖在模式中的差异会通过影响surface flux来影响ITCZ的移动。在这一阶段，大气通过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，同时相应的海洋在北(南)半球得热更多(少)。在慢响应阶段，大气能量在南半球表面得到更多能量的原因主要是在快响应阶段，南大洋会吸收大部分进入海洋的热量[25]，在温室气体稳定后会反馈到海表，造成了大气能量收支的南北不对称。因此在慢响应阶段，南北半球的表面温度变化差异也与跨赤道AHT呈显著的正相关。
为了进一步理解快慢响应过程下ITCZ移动的原因，本文对不同阶段TOA flux和surface flux的能量收支进行了诊断，并研究了与ITCZ移动相关的空间分布特征。在快响应阶段，与ITCZ移动相关的TOA flux主要体现在北半球中高纬度区域以及南半球45°S位置(见图 5(a)，(b))。其中北半球中高纬度地区与表面短波反照率和云短波散射辐射响应有关，而南半球45°S地区与云短波反射辐射响应有关(见图 6)。并且北半球的辐射响应受气溶胶的影响，由于历史试验和RCP4.5情景试验中存在人类活动排放气溶胶的作用，且气溶胶的减少主要发生在北半球，引起北半球增暖，北极冰雪融化反照率减小，同时气溶胶影响云的生成，使得北半球云对短波的散射作用减弱，进入大气的TOA短波辐射较南半球多，引起ITCZ北移。在慢响应阶段，对surface flux进一步诊断发现，ITCZ的南北移动主要与潜热通量的南北半球差异有关，其中45°S~55°S的潜热通量变化贡献最大(见图 9(b))。
通过本文的分析，初步明确了快慢响应下跨赤道AHT、ITCZ位置的变化，并且发现快响应阶段主要由TOA flux代表的气候强迫和反馈信号决定，而慢反应下主要由表征海洋吸热变化的surface flux驱动。两个阶段ITCZ移动驱动原因的差异体现了不同阶段气候变化的物理本质，即快响应阶段的气候变化信号是对辐射强迫的直接响应，而慢响应阶段的气候变化信号是对海洋吸热调整的响应。以上结果为预估未来热带降水和大气能量平衡的关系提供了理论依据。
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2. Pilot National Laboratory for Marine Science and Technology (Qing-dao), Qingdao 266237, China