Transcript 全球水循环的变化及其区域影响 - 中国气象局国家气候中心任国玉课题组

全球水循环的变化及其区域影响
丁一汇
中国气象局国家气候中心
2011年8月18日
目录
（一）全球水循环变化的原因
（二）气候变暖对全球水循环变化的影响
（三）极端降水事件变化的检测和归因
（四) 气候变化对中国水循环的影响
（一）全球水循环变化的原因
 全球变暖将影响整个水循环过程
Bengtson,1998
气候变暖影响水循环的原理
水循环由储存于地球上各种相态的水构成，并且
通过地球气候系统不停地运动着。
（1） 在全球气候变化影响下，最明显的是温度变
化。温度上升，可导致蒸发增加，大气水汽增加，
尤其是在占全球面积70%的海洋上。
温度上升，同时导致大气持水能力增加，按Ｃ
－Ｃ定律，温度每增加1°C，水份含量可增加７
％（实际只有２－３％）。如果说相对湿度＝常
数，实际大气的水汽也是增加的。
C－C关系
• 饱和水气压公式es（T）→饱和比湿qs
• 蒸发→Td或W→q
• 由上两式可以得到相对湿度RH＝q/qs
• 由于气候变暖后大气容纳更多的水汽，q与
→
qs都增加，所以RH基本上保持不变。但是
如果T上升十分明显，此时如果q增大不多，
则RH减小，降水的可能性减小，所以，气
候变暖后易出现干旱，这是因为把水气封
存在大气中的结果。如果由于气候变暖进
入大气的水分增加，q增大，则RH增大，更
易出现降水，所以降水的强度会增加，但q
只代表一个气柱的已存水汽，要形成暴雨
必须有水汽不断地辐合。
（2）另一方面，大气环流也发生着变化，这导致水
汽辐合和降水发生变化。
大气环流的变化十分重要，它与水汽通量和水汽
通量的散度有关。水汽通量的散度要出现辐合，
才能造成连续的降水增加，而水汽通量是q与风矢
量的乘积。并且风的分量起更重要的作用。所以，
环流场的改变是另一个使降水强度和总量变化的
重要因子。大气环流在气候变化下也存在异常变
化。区域的环流不断在改变。如果出现更多异常
的环流型，如由纬向型变成经向性（如AO→负
值），则气流的流动受阻，改变方向，并产生水
汽辐合；而另一些地区产生更强的质量辐散和水
汽辐散，前者会造成持续性大暴雨，后者会造成
持续干旱甚至高温热浪。
（3）辐射强迫改变着加热，在地表直接影响
蒸发和感热加热。后者可以向上输送热量
和水汽，并造成层结的稳定度增加。气候
变暖条件下，从短的时间尺度看，它可使
地表蒸发和感热增加，其结果使以后的降
水减少。因而，蒸发和感热的垂直输送对
降水是负反馈。
上面三个原因一起就引起了水圈循环的变化，
尤其降水特征（降水量，频率，强度，时
段长度）和极端值和极端事件的变化。这
是由于降水主要发生在天气系统中，增加
的水汽与环流的变化产生的水汽辐合量值
更大，从而使降水更强，但如降水总量变
化不大，其降水期和频率会减少。
（4）由于气溶胶的存在可使整个降水量变化
复杂化。增强和减弱降水的作用因条件而
异。例如，气溶胶可以减少到达地表的太
阳辐射，因而地面加热减少，这导致地面
蒸发减少，导致降水也减少。大气中的某
些含碳气溶胶可直接加热气溶胶层，以此
降低水循环强度。这与由蒸发造成的潜热
释放加热大气层使稳定度增加的效应是相
同的。气溶胶影响是区域性的，目前对陆
地降水的净作用是不清楚的。
对流层上层平均温度偏差（T2-T12)
(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)。
（二）气候变暖对全球水循环变化
的影响
1、近百年观测的变化
• 全球大气总降水量分布总体上没有表现出
增加趋势，但在中高纬度降水增加，表现出
气候变暖的影响，在副热带和热带地区由于
大气环流等动力因子的影响，降水是减少的，
全球季风区降水也是减少的，这使全球总
降水量的变化复杂化。
（a）
（a）
（b）
（c）
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。
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20-30年，
全球暴雨频率和强度以及干旱面积增加
大气水汽增加，凝结加热增加，降水系统更强，
导致降水强度增加，天气系统收集水汽的面积更
大（大于10倍以上的本身面积），因而洪涝/暴
雨加强，相应干旱面积增加。
Trend % per decade for 1951-2003
contribution from very wet days
上图：1951-2003年大雨日的变化趋势（%/10年）
下图：大雨日距平变化时间序列
（IPCC，AR4，2007）
大部分地区的干旱正在增加
1900到2002年月
平均Palmer 干
旱指数(PDSI)的
最优空间分布型。
干旱化呈上升趋
势，近30年干旱
明显加剧。
与PDSI最优空间
分布型相对应的
时间序列
（IPCC，AR4，2007）
• 全球900多条河流百年以上记录的分析表明，入海
淡水量有三分之二呈下降趋势，只有三分之一是
增加的，并未完全反映气候变暖的影响（人类活
动本身对水资源利用的影响）。
• 由于降水的季节特征发生了变化，即:冬春降水增
加以及冰川的融化使径流最大值出现的时间移到
春季，因而夏季干旱的风险增大，水资源更为脆
弱。
• 冰川退却与融化以及积雪更早的融化使最大流量
由夏季移向春季，或由春季移向冬季，使夏秋出
现更低的流量，或使已存在的低流量更低。明显
增加了流域的水资源脆弱性。
降水的类型和性质发生了变化，小到中雨频率普
遍减少，暴雨强度和频率增加，降水的时间分配
更不均匀，对生态系统有明显影响。
冬季的降雪事件有减少趋势，而以降雨或冻雨
（国外称“冰风暴”）形式的降水事件有增加趋
势。
由于降水与流量集中和年变化大，干旱与半干
旱区水资源对于气候变化影响特别脆弱，主要表现
为减少。降水增加可补偿一部分地表水的减少，但
由于人口的增加和水需求速增，地下水明显减少，
并长期得不到恢复和补充。许多地区，遭受更强烈
的持续多年的干旱（如非洲西部，美国西部，加拿
大南部，澳大利亚等）。
由频率和强度增加的极端降水事件引起的降水
强度增加，在许多地区可导致洪水风险增加，从全
球看，过去10年，严重内陆洪水灾害（1996-2005）
是1950-1980年间10年的2倍，经济损失则达5倍。
海洋盐度主要是降水和蒸发差产生的净淡水通量
的结果，来自大陆的径流和海冰或冰川的融化或
冻结也起到一定的作用，其十分类似于海上敏感
和有效的量雨筒。在副热带由于E>P, 盐度高，而
在热带和高纬，P>E，盐度低。通过大气中的水汽
输送，可把海洋净盐分增加或亏损区联系起来。
过去50年海洋盐度的观测表明：海表盐度的变化
增强了平均盐度分布：使蒸发为主的副热带地区
变得更咸，而降水为主的副极地和热带地区海水
变得更淡。海表盐度的这种观测变化在40%的全球
洋面上在统计上具有99%信度水平。
纬向平均的海洋盐度线性趋势
兰色表示盐度减少
IPCC AR4
2、未来百年水循环的预测
水循环变化问题的复杂性一方面是人类引起的变
化叠加于复杂的自然变化的气候模态之上，另一
方面是由于它与能量循环和大气环流的变化又相
互交织在一起，所以，预测其未来的变化是十分
困难的，比温度具有更大的不确定性。
全球变暖条件下，水循环将加强，导致降水，地
面蒸发和植物蒸散得到全面增加。预计本世纪末
其变化将可能超过自然变率。在有些地区，更强
的水循环将使水份在陆地上累积，而在另一些地
区由于区域性变干和冰雪覆盖的丧失而使水量减
少。
过去曾有人称，随着将来的气候变暖，水循环将
加速，但这可能会产生误解，很易被认为是在所
有地点水循环过程会随时间愈来愈快。事实上，
全球只有一部分地区会经历水循环的加强，即有
更多的水份输送，更快的进出储水库，而其它地
区某些水库可能消失。
气候变化导致的一般变化为：（1）所有形式的冰
应该更快的融化；（2）大气有更多的水份；（3）
水从地表的蒸发应更快；（4）海平面应上升。这
是由于暖水的热膨胀和陆地冰融化的水流入海洋
的结果。但由于气候系统的复杂性，上述一般性
的变化不会在所有地点或以同样步调发生。随着
气候的变化，水在大气中，陆地上和海洋中的循
环会不断地变化，致使在某些地区集中，而在另
一些地区损耗。另外，人类自身的活动也通过各
种方法直接干扰水循环，如通过水资源管理，土
地利用变化，人口分布的变化和水的利用。
气候模式预测的将来水循环的变化
（1）模式集合预测表明：全球平均降水稳定地随温度增加，
全球变暖每升高1℃，全球降水增加1-3%，大气中水汽含
量增加7.5%。水汽的增加主要是C-C 关系的结果，主要由
对流层下部升温造成（大部分水汽处于对流层下部）。将
来降水的增加主要是大气能量平衡的结果，大气的辐射收
支为潜热加热（降水造成）和感热加热所平衡。但如果有
小的辐射通量变化，则可能造成大气环流和水循环的变化。
降水变化可分解为快速和缓慢响应两类。对于短时间尺
度温室气体强迫的变化可改变辐射收支，以引起全球降水
快速的负响应。对于长时间尺度，更高的气温上升增加水
汽含量，大气水汽含量又引起辐射收支的变化，随之可引
起全球降水的缓慢正响应。对于CO2强迫，降水相对变化
（dp/p）与温度变化之比为dP/P/dT=2-3% K. 吸收性气溶
胶的增加会使降水迅速减少，但对全球平均温度比对温室
气体小，因而对全球降水的缓慢变化影响也较小。
地球能量收支各分量的估算值。到达大气顶的入射太阳辐射（341wm－2，100％）的三分之一左
右被直接反射回太空（102wm－2），余下的三分之一（239wm－2，70％）由地表（161wm－2）、
云和气溶胶等吸收（78wm－2）。为了平衡吸收的入射太阳辐射能（239wm－2），地球平均要辐
射同样大小的能量（239wm－2）到太空。根据维恩辐射定律，地球主要在红外谱辐射能量。这
些由陆地和海洋辐射的红外热辐射被大气（含云，CO2和其它温室气体等）吸收并重新辐射回
地球表面，从而导致地球－大气耦合系统的增暖。这叫作自然的温室效应。
（Trenberth等， 2009）
气候变暖一般会导致大气环流的变慢和E-P 的增加，许多
干旱和半干旱地区将有更少的降水，而许多温润地区将有
更多的降水，因而在一个变暖的世界里，平均降水将呈现
增加，减少或根本无大变化地区共同存在。总体看，热带
降水增加，副热带降水减少和高纬降水增加，呈现“+ +”的经向分布。在热带和副热带，上述变化主要由大气
环流的变化造成（Hadley环流的加强和副热带地区向极地
扩张约2°纬度）致使热带降水增加，而副热带降水减少。
由于副热带主要是沙漠和干旱区，这意味着原本干燥的地
区会变得更干，沙漠和干旱区可能扩大，因而出现湿者更
湿，干者更干的局面。中高纬的降水增加主要是温度增加
造成，可使大气有更多的水份，因而可产生更多的降水。
高纬降水的增加在冬季更明显
（2）地表蒸发和植物蒸散（蒸散发）的变化
因为更暖的大气能包含或容纳更多的水汽，所以在有充
足陆地和水源的地区蒸散发会变得更大。在热带，增加的
蒸散发趋于减低降水增加的效应，而在副热带地区土壤湿
度本来很低，因而蒸散发变化甚小。在中高纬，降水的增
加一般会超过蒸散发的增加。因而径流增加。土壤湿度的
变化则有增有减。
全球陆地蒸散发的直接观测十分稀少，时段也很短，其
格点资料是据大气强迫和热力遥感计算得到。有时也包括
直接观测资料（FLUXNET，即全球通量塔网）。但蒸发皿
记录有几十年长，它可提供大气干燥能力趋势的宝贵信息。
但据蒸发皿环境得到的蒸散发和蒸发皿蒸发之间的联系并
不清楚。后者表现为近于全球性减少，但这种减少趋势能
够指示实际蒸散发增加，也可以是减少，这取决于辐射变
化，水汽耗损，该区的风速的共同作用。
（3）降水特征的变化
降水变得更强，这是由于大气中有更多的水汽存在和降
水事件的频率减少的结果。雨日频率减少可造成两种相反
的变化：更强的暴雨/洪涝和更长的无雨或少雨期。后者
会带来更多的干旱。
（4）大气温度的变化
大气水汽的变化影响水循环的各个方面，但水汽量并不
直接受控于人类活动的排放。它取决于自然发生的过程。
对气候尺度和行星空间尺度，相对湿度（RH）近于保持不
变，这意味着C-C方程对于比湿变化有强烈的约束力。在
这个背景之上，如果RH发生了变化（较短时间尺度和更小
的空间尺度），则能影响云盖和大气对流的变化。其中在
暖背景下温度变化的海陆差异是造成RH变化的突出因子。
起源于比较缓慢增暖的海洋的水汽其比湿值由其洋面空气
的饱和温度决定。当这种空气移入陆地并增暖时，其相对
湿度下降，这是由于陆面空气的任何湿润化过程所提供的
水汽量增加都不足以维持RH不变。因而海陆不同的加热促
使了大气环流和水汽输送的变化。这也可以解释降水向两
个极端发展的趋势，即暴雨更强，弱降水更少，干旱增加。
• 模式预测在21世纪副热带高压向极地扩张，
这可以解释水汽在大气中的存留时间显著
增加（大约2天),这是由于虽然水汽含量增
加，但温度的增加使其相对湿度下降，从
而使降水可能性减少，水汽无法凝结而存
留在大气中。这进一步说明了将来”干者
愈干”的趋势。
（5）在高纬或高山地区，冻结水（雪、冰、冻土）
将减少。暖气候下，雪常在秋末累积，而在春天
融化。春天更早的来临使冰雪更早融化，这会改
变（提早）河流中春季洪峰出现的时间。其结果
使以后的流速减少，影响水资源管理。冻土的损
失或融化使水分更快的深入到地下，也使地表更
易增暖。以后又导致蒸散发的增加。另外，随着
冰川的不断后退和融化，它们在夏天为河流输入
的水量会逐渐减少，甚至消失。它们也会使春季
流量减少。
（6）水循环中的极端事件变化
降水事件的分布很可能会发生深刻变化，例如预测表明，
在短时间尺度个别风暴可能会更强，弱的风暴可能会更少。
在长时间尺度，陆地蒸散发增加可导致更频繁和更强的农
业干旱期。总降水和极端降水变化间的这一关系有两种解
释：1）当大部分可利用的大气水汽在单一的风暴中迅速
以雨的形式降出时，就可以发生强的极端降水事件。这是
因为空气具有的最大水汽量由C-C公式控制，随着气温升
高，这种水汽量也增加；2）极端降水事件由对流上升运
动控制，它在暖气流下将以更复杂的方式变化。
十分罕见的降水事件可用EV理论（极端值理论：降水分
布的尾端）。
(7)水循环的年代际变化与气候变暖有密切的关系，
但决定一个地区年代尺度或年代际变化的机理是
困难的，这是因为它涉及一系列影响因子的共同
作用：
• 气候强迫。如温室气体和气溶胶的作用和水汽与
温度趋势的关系（C-C关系）。
• 环流变化和大尺度动力学如NAO，AO等
• 水汽，云和陆面过程的反馈作用。如潜热和感热
释放影响大气稳定度。
因而必须使用区域模式到完全耦合的全球模式才
能较好地研究影响区域水循环的机理。
多单体风暴模式
2009年7月日本梅雨季多云雨的原因：丝绸之路遥相关的作用
（JMA，2010）
2080-2099年降水变化预估结果
12－2月
6－8月
自第三次评估报告（2001年）以来，对降水分布预估结
果的认识不断提高。高纬地区的降水量很可能 增多，
而多数副热带大陆地区的降水量可能 减少。
未来全球夏季6-8月降水的变化趋势和信度
深蓝的部分是降水增加（90%以上的模式模拟）
淡蓝的部分是降水增加（75%以上的模式模拟）
浅黄的部分是降水减少（75%以上的模式模拟）
橘色的部分是降水减少（90%以上的模式模拟）
2050年全球径流预测分布。SRES A1B排放情景，集合预报
（IPCC,2007)
A1B：中等偏高的排放情景，代表高经济发展，但能源平衡
（三）极端降水事件变化的
检测和归因
大气持水能力随温度升高预期大致是呈指数增加。
按此理论的预期值，实际大气水含量正在增加，
因而气候变暖可以部分说明暴雨的增加，但受日
降水观测资料所限，过去多数此类研究结果皆是
通过模式对模式的比较得来，因而只是一种对极
端降水变化可能的检测。最近通过对1951-2003年
全球6000个站日降水观测的人类活动作用的检测
和归因研究表明：北半球陆地近三分之二地区暴
雨事件的增强可归因于人类活动引起的温室气体
增加。这个结果是通过20世纪后半叶观测的和多
模式模拟的极端降水变化的比较，以最优印痕方
法得到的。因为模式低估了暴雨对变暖增加的观
测结果，所以模式预测的将来极端降水的变化也
很可能被低估。
预测的高温日数(>30℃)和暴雨频率(>100mm/天)
Projected number of hot days (>30℃) and heavy rainfall
(>100mm/day) by the 16 high resolution GCM (Hasumi et
al., 2004)
北半球陆地1951-1999年期间5年平均的区域平均极端降水指数PI（概率性指数，由RX1D和RX5D通过GEV分
布转换得到）距平事件序列.a，b，有人类强迫（ANT）的模式模拟，c，d，人类+自然强迫的模式。所用
极端降水事件模拟指标：年日降水最大值（R×1D）和连续5日降水量最大值（RX5 D).黑实线是观测值，
虚线是多模式平均，彩色线是各模式结果（Seung-K. M et al., 2001）
1951-1999极端降水指数（PI）的趋势分布。a，b，观测（OBS）；c， d，有人类
活动强迫的模式模拟（ANT），e，f，人类活动+自然变化强迫的模式模拟。模式结
果是6个模式集合结果。单位：百分概率/年 （Seung， K-M et al., 2011).
主要结论
(1)空间变化观测表明，年最大日降水量（RX1D），和5天（RX5D）
降水量分别在65%和61%资料覆盖区，都表明有正趋势，即PI整
体是增加的。ANT模拟的多模式平均几乎处处对两个极值指标具
有正趋势，这与将来的预测一致，但量值比观测的小。对于人
类+自然强迫的模式模拟对RX1D呈现中等程度的增加，而对RX5D
为干湿共存分布。
（2）时间变化表明：RX1D和RX5D 都具有增加趋势，ANT模拟也为
增加趋势，但幅度比观测值小。对于RX1D，人类+自然强迫模拟
在全球表现为弱的增加趋势。对RX1D和RX5D在空间变化上都呈
现正与负的趋势。这是由于在上述模拟中包括了自然强迫的原
因，它可能引起长期的整体冷却和干燥趋势，因为而降低了由
ANT强迫造成的强降水正趋势。这也表明降水中ANT信号比整个
信号（自然+人类）更可检测。
（3）极端强降水的变化遵循C-C关系，而由气候变暖造成的大气
环流变化也能影响极端降水分布型，但不可能大幅度地影响极
端降水分布型，因为北半球中纬陆地地区主要受C-C 关系影响。
人类影响降水的检测和归因方法
是否可以对一次大尺度天气和气候事件的人
类影响进行检测和归因研究？目前通过对
2003年夏季欧洲高温热浪和2000年英国秋
季持续性暴雨/洪水事件的研究提出了以下
的多步骤的概率事件归因方法（Pall et
al.,2011,Nature;Stott, et al.,2003,
Nature)
方法的物理基础
在大多数研究暴雨/洪水极端事件中，对于其预
期的增加只是给予一般性的解释，即依据气候变
暖条件下降水极端值随大气水汽增加的热力学原
理（C-C关系），虽然这种解释是简单的，但他们
提供了物理上存在的基本关系，在此简单的热力
学框架下，可以通过人工减少大气中的水汽，考
虑其对每天降水极值引起的成比例的变化。这时，
只要把20世纪的地表增暖去除掉，即可以得到由
人类排放的温室气体造成的极端降水极值。
也就是说，确定在气候变暖影响下强日降水的发
生概率会比无增暖条件下高多少。如果灾害与所
造成的破坏在整个研究期关系不变，则事件的概
率就成为风险的代用指标，可以再用降水-径流模
式估算风险。
方法的步骤
(1)利用季节预报分辨率的模式，以“时间窗”或
“切片法”对事件进行多模式模拟，得到控制实
验结果代表真实的极端事件发生的气候条件。模
式可以是只用实测SST 和海冰为下边界的大气模
式。
（2）人工除去人类引起的变暖型（气候变暖对气
温和海表温度的作用）进行模拟构建20世纪没有
人为温室气体排放的情景，以此进行模拟代表自
然强迫的气候变化情景。
（3）由上两种条件下得到的模拟结果再输入到降
水-径流模式中，以模拟研究区的强河流径流（如
日径流，代表洪水事件）
使用工具
（1）大气模式，规定的SST和海冰：规定的GHSs 和其他污
染物，不需要用海气耦合模式。
（2）改变上述情景：减少GHSs 到1900年水平；减去估算的
20世纪由GHSs排放造成的增暖值，以改变实际的SST。
（3）用由观测SST和海冰确定的简单的经验SST海冰关系相
应地改变海冰分布。
（4）可归因的SST增暖据优化印痕分析的计算得到。可归因
增暖的空间型可由多种海气耦合模式的模拟得到。因而假
想的无人类GHS排放影响的情景实际上由具有一套SST型和
海冰的多种情景组成，它反映了大尺度产生的GHS 增暖的
不确定性。
（5）采用集合方法由个别模式的模拟得到集合模拟结果。
（6）据上述模拟结果，用降水-径流模式得
风险评估
设R和RN是实际气候和自然气候（去掉GHS作
用）下超过该阈值的径流事件部分，则可
得到可归因的风险为：
FAR=1-RN/R
可以得到在人类排放影响下洪水风险可能
会有明显增加
举例
对于2000年秋季英国（英格兰和威尔士）持
续性洪水的检验和归因研究表明：在10 比
9 情况下（90%信度）模式结果表明，20世
纪的GHS排放增加了2000年秋季该地区的洪
水风险大于20%，如在3比2情况下（66%信
度）风险增加大于90%。
2000年秋季英格兰和威尔士日径流发生与频率的变化。a-d ：所有降水模拟（A2000：实际的（人类+自然）与
A2000N：自然的（去除GHS引起的增值））综合的径流（圆圈）发生频率曲线。图顶部为重现期，蓝色线为同样的
A2000径流曲线。A2000N径流是不同的，它决定用模式得到的可归因SST增暖产生的气候状况，垂直线代表5-95%信
度间隔，水平线是由观测降水综合得到的最高径流量（阈值）（Pall et al.，2011）
强日径流的可归因风险图。平滑的直方图代表A2000气候下强综合径流风险的分数，彩色直方图为相
对四个模式A2000N每一气候下的FAR（可归因的风险），黑线为相对于所有A2000N气候的FAR，两条
虚点垂直线标志着第10 和第90（第33和66）百分位（Pall et al.，2011）
（四)气候变化对中国水循环的影响
（叶柏生等，2005）
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 (19052001) and number of rain gauge stations.
Assessment of Climate Change in China, 2006
我国降水分布发生了明显变化
（
单
位
：
%/10
年
）
（中国气象局气候变化中心）
近50年来，西部地区降水约增加15％—50％；东部地区频繁出现“南涝北旱”，
华南地区降水约增加5％—10％，而华北和东北大部分地区约减少10％—30％。
（图：1958-2007年我国年降水量变化幅度）
长江
黄河
雅鲁藏布江
澜沧江
雅砻江
青藏高原所选主要河流春
季径流量占全年径流量的
比例
(a)~(e)分别为长江、黄河、雅砻江、
雅鲁藏布江、澜沧江
曹建廷等，2005
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。
1961-2007年全国平均潜在蒸散量历年变化曲线
1000
年潜在蒸散量(mm)
980
960
940
920
900
880
860
1961
1966
1971
1976
1981
1986
1991
1996
2001
2006
年份
(任国玉,2009,西宁会议)
全球极端天气气候事件的频率和强度具有
增加的趋势。如暴雨日增加，干旱区面积扩
大，强台风数增加。
1961－2010年中国暴雨日数历年变化曲线图（站日）
（国家气候中心，2010）
1961-2006年中国年暴雨频次变化
Long-term change in frequency of heavy
rainfalls (≥50mm/day) in China for 1961-2006
(Atlas of China Disastrous Weather and Climate, 2007)
50
历年值
1971-2000年平均
线性趋势
干旱面积百分率(%)
40
30
20
10
0
1951
1956
1961
1966
1971
1976
1981
1986
1991
1996
2001
2006
(年)
全国年平均气象干旱面积百分率历年和趋势变化（1951-2008年）
（邹旭恺等，2010）
1961－2009年全国平均降雪日数距平历年变化
（国家气候中心，2010）
升高的水温、增加的降水强度和长期的低流量使湖泊和水库多种水污染
加剧，可影响生态系统、人体健康、水系统的可靠性与作业耗费。水污
染包括，沉积物、营养化、可溶性有机碳、病原体、杀虫剂、盐和热力
污染等。这些是蓝藻爆发的主要条件。另外，强降水增加，可使更多的
营养物，病原体和有毒物质被冲刷到水体中。
滇池蓝藻
太湖蓝藻
河川、湖泊水污染尚未得到有效控制，重大水污染事件时有
发生，表现出水环境对气候变化的脆弱性加大。
我国水资源的主要问题：
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。
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19712000年平均值）
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
1870-2003东亚季风指数长期变化（IPCC,2007）
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。
(a)
(b)
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).
(a)
(b)
50
50
Q1
Q1
40
40
Rain belt
Rain belt
Snowfall
Rain belt
30
Snowfall
Rain belt
30
Rain belt
Rain belt
20
Summer monsoon
20
Q1
Q1
Summer monsoon
70
80
Indian Ocean
90
100
110
120
Q1
130
70
80
90
100
110
120
130
Q1
140
Pacific Ocean
Indian Ocean
Pacific Ocean
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
140
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。
气候变化背景下，长江暴雨洪涝灾害频繁
和强度增加
我国东部的季风气候造成了汛期（5-8月）
降水量集中，暴雨频发，占全年降水总量的
70%。1950-70年代暴雨集中在长江以北，
1970年代以后南移集中到江淮和长江以南地
区。1980年代和1990年代长江流域降水明显
增多，暴雨频发。
Changes in days of extreme intense precipitation
1951-2000年极端强降水日数变化。实心圈是增加，
空心圈是减少，圈的大小表示变化的大小。
（国家气候变化评估报告，2006）
中国季风区夏季降水的预测
梅雨降水的时间演变
Temporal evolution of the observed Meiyu precipitation
averaged over 110―122E from 1979 to 2007 (unit: mm/d).
长江中下游地区（110-120E，28-33N）年降水量
历年变化图（单位：mm）
2000
1800
历年值
常年值
1600
1400
1200
1000
800
1951 1956 1961 1966 1971 1976 1981 1986 1991 1996 2001 2006
1999年以后降水偏少年：
2001年：1041.6mm
2004年: 1162.3mm
2006年: 1153.8mm
2007年: 1176.8mm
长江上游地区（100-109E，25-32N）年降水量
历年变化图（单位：mm）
1300
历年值
常年值
1200
1100
1000
900
1951 1956 1961 1966 1971 1976 1981 1986 1991 1996 2001 2006
1999年以后降水偏少年：
2001年：1015.9mm
2003年: 997.8mm
2006年: 928.6mm
2009年: 909.2mm
年降水量距平百分率
年降水量距平百分率
（1980-1999年平均）
（2000-2010年平均）
年降水量差值
（2000-2010年减1980-1999年）
2010-2099中国东部降水变化百分率EOF分析结果
EOF analysis of summer precipitation in East China for 2010-2099
变
暖
型
海
洋
影
响
型
未来百年中国分区的降水演变（%）
东
亚
长
江
流
域
华
南
华
北
Future percentage changes(%) in summer precipitation for East Asia and its three sub-regions
(South China, Yangtze River Valley(YRV) and North China), relative to climatological mean of
1980-1999. Projections are based on 19 IPCC AR4 climate models.(Sun and Ding,2009)
2010-2099中国东部降水时间-纬度剖面
Latitude-time cross-section of East Asian
summer precipitation for 2010-2099
未来百年夏季风指数的变化
Future change of the East Asian summer index for next 100 years( based on the definition
of monsoon index by Lu and Chan, with estimate of the V-component of wind). (Sun and
Ding,2009)
2010-2099东亚850hPa水汽输送变化时间-纬度剖面
Latitude –time cross-section of 850hpa moisture transport in East Asia for 2010-2099
A2
A1B
B1
未来50年，多模式三种排放
情景下年降水的变化
（单位：mm/d）
阴影区为降水减少区域
A2
A1B
B1
未来100年，多模式三种排
放情景下年降水的变化
（单位：mm/d）
阴影区为降水减少区域
2010年
降水距平百分率
温度距平
（阴影区为负距平区，表示降水减少）
22个模式平均
2015年
降水距平百分率
温度距平
（阴影区为负距平区，表示降水减少）
22个模式平均
气候变化下，全球现代淡水资源的脆弱性和他们的管理
黄河由于
降水减少
和灌溉过
度，黄河
经常断流
IPCC，2007
我国跨流域调水工程
来源：人民教育电子音像出版社
• 跨流域调水工程南水北调规划：从长江引水到黄
河和华北地区
• 东线：利用京杭大运河及其平行的河道和湖泊分
别向江苏、山东、安徽、河北、天津、四省一市
供水。规划调水量148亿m3/年。2002年开工，一
期已完成，一期抽水87亿m3，二期抽水106亿m3
三期扩建山东输水线。
• 中线：从汉江抽水北调北京，天津、河北、河南，
2003年开工，正进行中，（到河南北部，已过黄
河）到2030年拟调水130亿m3
• 西线：正计划中，从长江上游通天河，雅砻江和
大渡河上游调水入黄河，解决青海、甘肃、内蒙、
陕西、山西等沿黄和地区的缺水问题。到2030年
拟调水80亿m3。
谢谢!