第10讲 气候变化对水循环的影响

目录 主要影响因素的分析 水循环是否加速？ 蒸发悖论的原因分析 近百年中国降水格局的变化 未来百年东亚夏季风降水和季风预测

主要影响因素的分析

（1）温度变化 温度越高，大气的持水能力越强（C-C定律），全球和许多流域降水量可能增加，但同时蒸发量也增加。这使气候的变率增加，即有更强的降水和更多的干旱，从而使水循环加速。 温度升高可使降水的季节分配发生变化，使一个季节（如冬季）降水增加，另一个季节（如夏季）降水减少，从而导致季节流量对全年流量的比例失调，目前是冬季的流量对全球流量比在增加。

（2）降水变化 气候变化中影响水资源的直接因子，降水变率增大，分布更不均匀，同时强降水强度增加。暴雨洪涝与干旱的频率与强度增大。 人类活动对20世纪全球降水的变化影响可以检测出来，结果表明：对于40-70°N纬带（北半球中高纬，降水增加62mm/世纪）。人类活动对降水增加的作用占其50～85%（5～95%不确定性），对北半球副热带和热带的干旱化（0～30°N，减少98mm/世纪）为20～40%，对南半球热带和副热带降水增加（0-30°S，82mm/世纪）为75-12%。

（c） （a） （a） 1901至2005年间（a），（单位：％/100年）和1979至2005年间（b），（单位：％/10年）陆地上年降水量的线性趋势分布。灰色区域表示尚无足够多的数据计算出可信的趋势。（c）1900至2005年全球陆地年降水量距平的时间序列。距平变化相对于1961至1990年的平均值。平滑曲线表示不同数据集的年代际变化。 （b） 图1

图2 右图：观测的每10°纬带平均的年降水量（细黑线）和50个模拟的集合降水曲线（细兰线），直的虚黑与红线，分别是趋势线。 左图：绿（或黄）色区是观测和模式的降水增加区，灰色区表明观测和模拟不一致区域（取自Xuebin，Zhang，2007）

近百年（1905-2001）中国年降水长期变化 Long-term change in annual precipitation in China (normalized) for the past 100 years (1905-2001) and number of rain gauge stations. 图3 图3 Assessment of Climate Change in China, 2006

近五十年（1956-2002）中国年降水长期变化 Long-term change in annual precipitation in China (nomalized) for the past 50 years (1956-2002) 图4 Assessment of Climate Change in China, 2006

（3）海平面上升 扩大地下水与河口区盐渍化的面积，造成沿岸区淡水供应减少，含水层和河口淡水量的过度减小或撤退，使海平面上升的作用加剧，可引起更强的盐渍化和咸潮。

（4）蒸散发变化 温度，日照，大气温度和风速可影响潜在蒸散发，它部分抵消降水增加的效应，而使河川水量减少，进一步加剧降水减少对地表水的影响。目前小蒸发皿观测到的蒸发表现为一致的减少，而实际蒸散发主要表现为增加，它们差异原因尚未充分了解，但都与气候变化有密切关系。

水循环是否加速？

全球变暖将影响整个水循环过程 图5 Bengtson,1998

(a) 1988－2004年可降水(整层水汽)的线性趋势(%/10年)。(b)全球海洋区域可降水量平均的距平时间序列及相应的线性趋势。(c)表征全球平均(80°N到80°S)的对流层上层水汽增加的情况，距平相对于1982至2004年的平均值，虚线表示亮温的线性趋势(单位：°C/10年)。 对流层上层平均温度偏差（T2-T12) 图6

华南 长江 华北 中国东部区域夏季平均大气可降水量的比较 (单位:kg/m2) 图7 柳艳菊

标准化的东亚夏季风区可降水变化曲线（1948-2005） 图8

蒸发悖论的原因分析

在世界许多地点，蒸发皿测量的蒸发量减少。中国地区也是减少的。其平均变化速率是-34 在世界许多地点，蒸发皿测量的蒸发量减少。中国地区也是减少的。其平均变化速率是-34.5mm（10年）-1。应该指出，蒸发皿蒸发量不代表实际蒸发，实际蒸发量在气候变暖条件下是增加的。气象台用于测量蒸发的小型蒸发皿测得的蒸发量在湿润弱风气候条件下与实际蒸发量比较接近，但在干旱气候或干旱季节天气条件下，由于蒸发皿中水体少、日晒和风吹会使蒸发量值显著偏大。蒸发皿蒸发量与实际蒸发量变化趋势的不一致已成为目前气候变化研究中的一个重要关注问题，这被称作蒸发悖论。

国内外都有很多分析和讨论（IPCC,2007）。总的来说与全球变暗现象有密切关系。地面蒸发决定于两个关键因子，一是地表收到的太阳辐射，它是蒸发过程中的有效能量；第二是地表湿度，这在海洋不是问题，但在陆地上与土壤水分含量有关。从这个意义上讲蒸发皿蒸发实际上提供的是一种潜在蒸发量，即当地面是完全潮湿情况下的蒸发量。正如上面所说，在许多干旱地区，这是不能满足的。实际蒸发量除了边界层通量观测之外，一般不是由直接测量得到的，而是用总体公式计算得到或作为地面水分方程的余差得到。所以解释上两种蒸发量矛盾或蒸发悖论的一个关键是大气环流和水圈循环的变化。由于云量和降水的增加，减少了用于实际和潜在蒸发的太阳辐射，但增加了地表土壤的湿度，结果使实际蒸散发逐步接近潜在蒸散发。

在1950和1960年代初在世界许多地方都观测云和降水的增加。一方面它确实减少了这些地点用于蒸散发的太阳辐射（全球变暗），同时，降水的增加也使土壤湿度增加，以此增加实际蒸散发。一方面，增加的云量可使温室效应增加，减少地表的射出长波辐射，结果地面净辐射可能变得很小或甚至变正（增加）。这两个原因都可能导致蒸散发增加。在过去40-50年间世界上许多地方都得到实际蒸发量表现为增加趋势，而蒸发皿蒸发是减少的。

因而最后的结果是：在世界大部分地区，实际蒸散量增加，而蒸发皿蒸发量则减少。两者都与大气环流和相关的天气现象有关。但对于这个问题目前仍遗留的一个问题是云量的变化在多大程度上与气溶胶的变化有关。在污染明显的城区变暗现象十分显著。前面已经指出，气溶胶的增加有利于使液态水重新分布在更多更小的云滴上，这使云反射、散射作用加大，云变亮，减少了降水的潜力，也可能改变云的生命期（增加），致使长期降水减少。气溶胶的增加也使晴空下地面的直接辐射减少，这可能是解释两种蒸发量不同的一个主要原因。

近百年中国降水格局的变化 南涝北旱的降水分布 从1970年代末中国降水带发生了明显的年代际变化，夏季主要雨带由华北1950-1970年代，逐渐南移到长江流域和华南地区。根本改变了中国降水分布的格局，使北方出现了长达20多年的长期干旱。

(a) (b) 长江 华北 (c) (d) 华南 梅雨季 换英国已发表的图 图9123年（1880－2003）中国东部分区降水的变化

表1中国东部不同分区夏季降水的主要周期 分区 A时段（123年） B时段（54年） 华南 4, 14*, 30*, 80* 2*, 7, 30* 长江中下游 2*, 7*, 20*, 40* 2*, 7,14, 40* 华北 3, 9, 18*, 40*, 80 3*, 9, 18 长江中下游5站 (121年) 2, 7, 12, 40*, 80* 2, 7*, 12, 40* *代表超过50%信度

表2中国东部三个地区夏季降水的突变点检验 方法 华南 长江中下游 华北 梅雨期长江中下游5站 Running Test 1980, 1992 1978 1965, 1979 Yamamoto et al., (1986) 1979 1964, 1980 1980 Mann-Kendall (1945; 1975) 1993 1982 1975 所有的突变点都超过95%的信度

中国不同时段，夏季降水距平百分比分布的变化。（阴影区是正距平，相对于1971-2000年平均值） 1951-1978 1979-1992 1993-2004 中国不同时段，夏季降水距平百分比分布的变化。（阴影区是正距平，相对于1971-2000年平均值） 图10

近40年中国夏季降水变化趋势分布 （Xu et al.,2006） 图11

(a)(c): EOF1；(b)(d): EOF2 时间系数 空间分布 (d) (c) 中国降水的EOF分析 (a)(c): EOF1，(b)(d): EOF2 中国夏季降水的EOF分析（1951-2004） (a)(c): EOF1；(b)(d): EOF2 图12

1951-2004中国东部(107.5-130°E)平均夏季异常降水纬度-时间剖面图。 单位: mm 图13

1870-2003东亚季风指数长期变化（IPCC,2007） 图14

Long-term variation of summer monsoon index 主要是由于亚洲季风减弱所致 ERA (a) NCEP (b) Long-term variation of summer monsoon index 图15

图16 850 hPa平均经向风纬度时间剖面图 （unit: ms-1）。 阴影区是异常南风。

1955-2004 异常夏季水汽输送(a)和水汽汇 (Q2) (b)纬度-时间剖面图。（地面到300hPa输送总量）。 单位: Kgm-1g-1 (a) 和10-5Kgm-1s-1 (b). 图17

青藏高原50个台站冬春季雪深时间变化曲线。 (a) 春季；(b) 冬季；(c) EOF 1 模态时间系数. Unit: mm. 图18

(a) (b) 高原冬春雪深与中国夏季降水的相关分布 高原冬春雪深与中国夏季降水的相关分布 (a)冬天 ；(b)春天 图19

(a) 冬季, (b) 春季. 平方方差分别是35.77% and 40.46% ，相关系数分别是0.97 and 0.96. 图20夏季降水和高原雪深的SVD分析 (a) 冬季, (b) 春季. 平方方差分别是35.77% and 40.46% ，相关系数分别是0.97 and 0.96.

(a) (b) 图21(a) 1951-2004 热带中东太平洋(160°E-100°W, 10°S-10°N) 海表温度异常的时间序列。实线是线性趋势。 (b) Mann-Kendall 中东太平洋SSTA检验 (160°E-100°W, 10°S-10°N)。粗水平线是显著性α=0.05临界线 。

(a) (b) 改王遵亚 图22(a) SSTA 年代际变化的经向时间剖面图。 (unit:℃) (b) 850 hPa 纬向风 (unit: ms-1), 10°S-10°N平均。 阴影区为正值区。 吐6

图23 季风减弱和中国降水年代际变化的可能原因示意图 (a) (b) Indian Ocean Q1 Pacific Ocean Snowfall Rain belt Summer monsoon Q1 Indian Ocean Pacific Ocean Rain belt Summer monsoon Snowfall 图23 季风减弱和中国降水年代际变化的可能原因示意图 (a) 夏季风强盛期；(b) 季风减弱期

为什么亚洲与东亚的夏季风减弱，从而造成中国降水分布格局的变化呢？研究表明： （1）太平洋海表温度的变化是一个主要原因，即热带中东太平洋海温自1978年末以来，明显增温使厄尔尼诺事件更频繁的发生。其中1978年与1992年有两次强烈增温事件。这恰好对应于中国雨带的两次南移。（2）另一个原因是1978年前后高原冬春积雪明显增加使高原以及高原的加热（热源）减弱。这两个因素都减小了夏季海陆温差。从而减弱了亚洲夏季风的驱动力。

由上可看：中国东部格局的明显变化，直接原因是海洋与陆面过程或高原积雪的变化，这与全球气候变暖的作用正好相反，前面指出：气候变暖使30°N以北降水增加，30°N以南降水减少。因而在中国近60年的降水由南旱北涝转为南涝北旱的大格局变化中，自然的气候脉动可能起主导作用。中国123年资料的分析表明，60-80年周期循环是一个主要的因素。现在的问题是：这个循环从50年代初开始，是否即将结束，到2010-2020年，多雨带再回到北方。这需要加强研究和预测，另外，全球气候变暖的影响在什么时期能更强的表现出来，如果两者在2010-2020年同位相叠加，则可大大增加未来降水预测的信度。

未来百年东亚夏季降水和季风预测

2010-2099降水变化百分率 中国东部 华南 长江中下游 华北 图24

2010-2099中国东部降水变化百分率EOF分析结果 图25 图29

2010-2099中国东部各区降水变化趋势 图26

2010-2099中国东部降水时间-纬度剖面 图27

表3 经滑动T检验计算分析得到的各模式在东亚各区的降水突然增加年份（空格“-”表示降水不存在突然增加或突然增加不显著） 模式名字 华南 长江流域 华北 东亚 1 CGCM3.1(T47) - 2072 2 CGCM3.1(T63) 2070 2054 2040 3 CNRM-CM3 2078 4 CSIRO 5 GFDL-CM2.0 6 GFDL-CM2.1 2031,2070 2069 7 GISS-EH 2046,2066 2044,2074 8 GISS-ER 2032 2063 2048 2066 9 FGOALS-g1.0 2056 10 INM-CM3.0 2058 11 IPSL-CM4 2051 12 MIROC3.2(medres) 2071 2049 13 MIROC3.2(hires) 2081 2057 14 ECHAM5/MPI-OM 2046 15 MRI-CGCM2.3.2 2029,2049 2050 2052 16 CCSM3 2042 2043 17 PCM 2065 2083 18 UKMO-HadCM3 19 UKMO_hadgem1 2047 2024,2047

2010-2019 2030-2039 2080-2099 降水变化百分率 图28

2010-2099南亚和东亚夏季风指数演变 (郭其蕴:实线， 施能等：虚线） (Lu and Chan) (Webster and Yang：实线， Wang and Fang：虚线) (郭其蕴:实线， 施能等：虚线） (Lu and Chan) 图29

2010-2099东亚风场变化时间-纬度剖面 850hPa 100hPa 图30

2010-2019 2030-2039 2080-2099 850hPa 风场变化 图31

2010-2019 2030-2039 2080-2099 整层水汽含量变化 图32

2010-2099东亚整层水汽含量变化时间-纬度剖面 图33

2010-2099东亚850hPa水汽输送变化 时间-纬度剖面 图34

2010-2019 2030-2039 2080-2099 850hPa水汽 输送场变化 图35

850hPa风场变化 850hPa水汽输送场变化 图36

结论 （基于SRES A1B情景） 降水：华南到华北的降水将会增加，并存在阶段性变化，以2040s年代末为分界点，在此之前降水的增加量较小，而在2040s年代末之后降水明显增加。 降水型：将以多雨型为主，即华南到华北降水变化一致并将处于正位相，其他降水型对总方差的贡献较小。 夏季风：东亚夏季风环流将要加强，2040s后出现阶段性加强。在低层，这主要是由于西太平洋-南海的反气旋环流北侧的西南风加强所引起，而在高层，则主要是由于南亚上空异常反气旋东侧东北气流加强的结果。

结论 （基于SRES A1B情景） 水汽含量（可降水量）：将明显增加，近乎线性变化。提供了降水变化的局地水汽条件。 对比环流和水汽场的变化：在全球变暖的背景下，东亚地区的热力和动力学场的响应特征基本一致，即增加的降水对应着加强的西南季风和西南水汽输送。降水增加是环流和水汽场变化的共同结果。这与南亚地区降水变化主要是由水汽场变化引起显著不同。

未来百年全球降水事件的变化

图37

2080-2099不同降水事件频率变化 图38

2080-2099不同降水事件强度变化 图39

谢谢！