全球变化8现代气候变化课件.pptx

1、近现代的全球变化近现代的全球变化第一节第一节全球气候系统的变化全球气候系统的变化 第二节第二节生态系统的变化生态系统的变化一、全球气候系统的变化一、全球气候系统的变化 大气圈组成成分的变化大气圈组成成分的变化 温度和降水的变化温度和降水的变化 气候变化的自然原因气候变化的自然原因 海平面的变化海平面的变化 大气圈组成成分的变大气圈组成成分的变化化大气化学成分的变化大气化学成分的变化 会改变大气层中的能量会改变大气层中的能量 分布分布, ,破坏原有的物质和能量平衡破坏原有的物质和能量平衡。自然、人为干扰的影响下，大气圈中的自然、人为干扰的影响下，大气圈中的微量微量 气体变化非常明显气体变化非常明

2、显。人类对全球大气成分的变化负有十分重要的人类对全球大气成分的变化负有十分重要的 责任。责任。人类改变大气成分的三种途径人类改变大气成分的三种途径: :1 1 通过工农业生产、生活活动改变地表向大气的排放通过工农业生产、生活活动改变地表向大气的排放。（化石燃料的燃烧排放（化石燃料的燃烧排放如如COCO2 2、S0S02 2、COCO、NONO、甲烷等）、甲烷等）（制冷剂的使用致使含氯氟烃物质排放）（制冷剂的使用致使含氯氟烃物质排放）（森林的燃烧增加（森林的燃烧增加COCO2 2的相对含量）的相对含量）（种植水稻增加甲烷的排放，化肥的使用致（种植水稻增加甲烷的排放，化肥的使用致N N2 2O O

3、的增加）的增加）2 2 由土地覆盖变化而改变与大气交换的比例由土地覆盖变化而改变与大气交换的比例。（如森林破坏使地表生物量减少从而影响大气中（如森林破坏使地表生物量减少从而影响大气中COCO2 2和和0 02 2 平平衡，生物活体中储存的衡，生物活体中储存的C C含量减少）含量减少）3 3 排放到大气的某些化学物质在大气中发生一系列化学反应，排放到大气的某些化学物质在大气中发生一系列化学反应， 改变原有的平衡改变原有的平衡。（如进入大气中的氟里昂分子中的氯原子在紫外线的作用（如进入大气中的氟里昂分子中的氯原子在紫外线的作用 下挣脱出来，反复与臭氧反应，破坏臭氧分子，一个氟里下挣脱出来，反复与臭

4、氧反应，破坏臭氧分子，一个氟里 昂分子可导致十万个臭氧分子的破坏）。昂分子可导致十万个臭氧分子的破坏）。人类活动对大气成分变化影响的具体表现人类活动对大气成分变化影响的具体表现: :1 1 使一些成分的含量增加使一些成分的含量增加（如（如COCO2 2、S0S02 2、COCO、NONO、甲烷等）、甲烷等）2 2 使另一些大气成分的含量减少使另一些大气成分的含量减少（如平流层臭氧）（如平流层臭氧）3 3 改变一些大气成分的性质改变一些大气成分的性质（如大气中水的酸化；（如大气中水的酸化；S0S02 2和氮氧化物在大气中被氧化成和氮氧化物在大气中被氧化成 为酸性气溶胶为酸性气溶胶, , 它们溶入

5、雨滴或雾滴使雨、云或雾酸化）它们溶入雨滴或雾滴使雨、云或雾酸化）4 4 向大气中增添人工合成的成分向大气中增添人工合成的成分（如氟里昂（如氟里昂- -人工合成的含氯氟烃物质人工合成的含氯氟烃物质, ,原本不存在）。原本不存在）。 COCO2 2含量及其他温室气体的增加含量及其他温室气体的增加据冒纳罗亚山观据冒纳罗亚山观 测站记录：测站记录：1919世纪开始世纪开始,CO,CO2 2 含量持续增加含量持续增加, ,19581958年大气年大气COCO2 2 含量为含量为3153151010-6-6, ,19981998年，已达年，已达3603601010-6-6, , 比工业比工业革命前增加了革

6、命前增加了 60601010-6-6。因此因此, ,在在4040年时间年时间 里里, , COCO2 2含量增加了含量增加了 45451010-6-6, , 增加速增加速率约率约1.01.01010-6 -6 / /年。年。据极地冰芯分析据极地冰芯分析 资料：资料：近近 2020万年里万年里, , 大大 气中气中COCO2 2含量长期波含量长期波 动于动于1901901010- -6 6 2802801010- -6 6左右。（如图）左右。（如图）按照人类排放温室按照人类排放温室 气体的趋势，溫室效应气体的趋势，溫室效应 將使地球暖化，並在下將使地球暖化，並在下 2121世纪中期以前見到明世纪

7、中期以前見到明 显的效应。显的效应。COCO2 2浓度加倍之后，浓度加倍之后， 地表平均溫度將升高地表平均溫度將升高 2 25 5左右（左右（19811981）。）。但这些气候模型並未但这些气候模型並未 考虑海洋环流的迟滯效考虑海洋环流的迟滯效 应，但亦不表示大洋底应，但亦不表示大洋底 流的迟滯終能延缓暖化流的迟滯終能延缓暖化 的危机。的危机。其它温室气体的增加也倍受注意。其它温室气体的增加也倍受注意。大气里的甲烷大气里的甲烷(CH(CH4 4) ) 正在以每年正在以每年 1%1%2%2% 的速的速 率增加；率增加；一氧化二氮一氧化二氮(N(N2 20)0)增长速率为增长速率为0.2%/0.2

8、%/年年, , 氟里昂在氟里昂在19901990年代以前的增长速率为百分之年代以前的增长速率为百分之几。几。从从1970197019851985年年, ,北半球中高纬度地区对流层北半球中高纬度地区对流层 中中臭氧臭氧(0(03 3) )含量估计增加了含量估计增加了70%70%以上。以上。这些气体多数具有长生命期这些气体多数具有长生命期( (如如 N N2 20 0、CHCH4 4、 CFCsCFCs、HCFCsHCFCs 等等),),可以在对流层保留很长时间可以在对流层保留很长时间, ,并对地球的温室效应产生影响并对地球的温室效应产生影响 ( (见表见表) )。目前对这些微量气体的了解比对目前

9、对这些微量气体的了解比对 C0C02 2还差。还差。N N2 2O O 的增加可能与全球化肥使用量的增多有关的增加可能与全球化肥使用量的增多有关, , 这种物质还是平流层臭氧的有破坏者。这种物质还是平流层臭氧的有破坏者。甲烷甲烷的增加可能历史悠久，的增加可能历史悠久，300300年前大气中甲年前大气中甲烷烷 的含量只有的含量只有 0.70.71010-6-6。臭氧臭氧的增加一方面和人类排放的的增加一方面和人类排放的 N0N02 2光分解产光分解产物有关物有关, ,同时还可能与平流层臭氧变化相联系。同时还可能与平流层臭氧变化相联系。氟里昂氟里昂主要是人类使用制冷剂、喷雾剂等散失到主要是人类使用制

10、冷剂、喷雾剂等散失到 大气中的大气中的, , 它也是平流层臭氧的主要破坏者。它也是平流层臭氧的主要破坏者。 平流层臭氧含量的减少平流层臭氧含量的减少平流层内的平流层内的O3大气圈中的大气圈中的O3主要分布在平流层内主要分布在平流层内, , 202025km25km处最为集中处最为集中, , 形成所谓臭氧层。形成所谓臭氧层。平流层臭氧含量的减少平流层臭氧含量的减少人类活动对臭氧层人类活动对臭氧层O O3 3变化的影响：变化的影响：超音速飞机、超音速飞机、 日益增加的氮氧化物日益增加的氮氧化物(NO,NO(NO,NO2 2) )、用于多种工具和制冷设备中的含氯氟烃、用于多种工具和制冷设备中的含氯氟

11、烃、 核武器试验、核武器试验、 可能的核战争产生的氮的可能的核战争产生的氮的氧化物。氧化物。 氮氧化物直接进入臭氧层氮氧化物直接进入臭氧层, 可破可破坏坏O3层。层。2020世纪世纪7070年代以来年代以来, , 臭氧层的臭氧层的O O3 3 不断减少不断减少, , 减少趋势随纬减少趋势随纬 度增高而增加。在南极上空度增高而增加。在南极上空, ,臭氧含量在每年臭氧含量在每年1010月份前后削减最月份前后削减最 多多, ,出现所谓出现所谓“臭氧洞臭氧洞”现象现象 。据观测据观测,1979,1979年年19851985年年, ,南极地区上空南极地区上空O O3 3含量减少了含量减少了 40%40%

12、50%,50%,全球全球6 6年里年里O O3 3含量减少约含量减少约3%3%。到。到19871987年年, , 南极上空的南极上空的 “臭氧洞臭氧洞”又宽又深又宽又深, ,已经扩大到南极大陆以外已经扩大到南极大陆以外, ,一度引起科一度引起科 学界和公众的深切恐慌。学界和公众的深切恐慌。观测表明观测表明, ,北半球大气臭氧浓度也出现减少趋势。北半球大气臭氧浓度也出现减少趋势。平流层臭氧层的破坏的后果平流层臭氧层的破坏的后果（包括对气候、生物、人类健康造成的不良影响）。（包括对气候、生物、人类健康造成的不良影响）。臭氧层变稀薄臭氧层变稀薄, , 会引起会引起对流层气温上升对流层气温上升, ,

13、而而平流层气平流层气 温温则将则将下降下降，从而，从而导致导致大气环流的变化大气环流的变化, , 进而进而影响全球大气影响全球大气 其它方面的变化其它方面的变化。臭氧减少臭氧减少, , 对流层大气对太阳活动的反应可能会更为对流层大气对太阳活动的反应可能会更为 敏感敏感, , 近地面气候变化有可能更加剧烈近地面气候变化有可能更加剧烈。臭氧层的破坏，会引起臭氧层的破坏，会引起地球生命系统的严重灾难地球生命系统的严重灾难。海洋中浮游生物可能是紫外辐射增强的最大受害者。海洋中浮游生物可能是紫外辐射增强的最大受害者。 浮游生物和鱼类幼体的死亡将引起食物链的中断浮游生物和鱼类幼体的死亡将引起食物链的中断,

14、 , 并进一步并进一步 扰乱整个海洋生态系统扰乱整个海洋生态系统。紫外线增强紫外线增强, ,人类皮肤癌的发病率将上升；紫外线增人类皮肤癌的发病率将上升；紫外线增加加 还伤害眼睛还伤害眼睛, , 造成白内障从而失明造成白内障从而失明; ;紫外线增加损伤人体紫外线增加损伤人体免疫免疫 系统系统, , 降低抗病能力。降低抗病能力。臭氧层的破坏对气候的影响。臭氧层的破坏对气候的影响。臭氧层强烈吸收太阳紫外辐射。臭氧层强烈吸收太阳紫外辐射。 由于由于臭氧层的存臭氧层的存在在, , 到达对流层和地面的太阳紫到达对流层和地面的太阳紫外辐射量非常少。而外辐射量非常少。而平流层由于吸收太阳短波辐射平流层由于吸收

15、太阳短波辐射 能能量温度升高量温度升高, , 但但地表则由于缺乏短波部分辐射能地表则由于缺乏短波部分辐射能 的收的收入使温度相对较低入使温度相对较低。当当臭氧层变稀薄臭氧层变稀薄, , 透过臭氧层的太阳辐射将会增透过臭氧层的太阳辐射将会增 加加, ,会引起会引起对流层气温上升对流层气温上升, , 而而平流层气温平流层气温则将则将下降下降。对流层和平流层气温的变化又会对流层和平流层气温的变化又会导导致大气环流的致大气环流的 变化变化, , 并进而影响全球大气其它方面的变化并进而影响全球大气其它方面的变化。在太阳活动期间在太阳活动期间, , 太阳辐射变化最多的波太阳辐射变化最多的波 谱段位于紫外线

16、部分。谱段位于紫外线部分。臭氧层在正常情况下对太阳活动引起的辐臭氧层在正常情况下对太阳活动引起的辐 射能量变化起到缓冲器作用。射能量变化起到缓冲器作用。如果如果臭氧减少臭氧减少, , 对流层大气对太阳活动的对流层大气对太阳活动的 反应可能会更为敏感反应可能会更为敏感, , 近地面气候变化有可近地面气候变化有可 能更加剧烈。能更加剧烈。臭氧层的破坏对生物的影响。臭氧层的破坏对生物的影响。臭氧层的破坏，过多的紫外线直接投射到地表臭氧层的破坏，过多的紫外线直接投射到地表, , 会引起地球生命系统的严重灾难。会引起地球生命系统的严重灾难。大部分植物（如农作物）对增强的紫外辐射大部分植物（如农作物）对增

17、强的紫外辐射 都表都表现出不同程度的受伤害现出不同程度的受伤害, , 抗病能力下降。抗病能力下降。臭氧减少臭氧减少 25% 25% 所引起的紫外辐射增加所引起的紫外辐射增加, , 能使大豆产量下降能使大豆产量下降 20% 20%25%( 25%( 考虑抗病能力考虑抗病能力 的减低的减低, , 实实 际减产可能会更多际减产可能会更多 ), ), 同时大同时大 豆种子中蛋白质和植物油含量也分别下降豆种子中蛋白质和植物油含量也分别下降5% 5% 和和 2% 2%。 因此因此, , 臭氧层破坏可能会对世臭氧层破坏可能会对世 界粮食产量和粮食质量造成显著影响。界粮食产量和粮食质量造成显著影响。臭氧层变化

18、对水生生态系统的影响。臭氧层变化对水生生态系统的影响。海洋中浮游生物对紫外线几乎没有什么抵海洋中浮游生物对紫外线几乎没有什么抵 抗能力，可能是紫外辐射增强的最大受害者。抗能力，可能是紫外辐射增强的最大受害者。海洋鱼类的幼体对强紫外线照射也是忍受海洋鱼类的幼体对强紫外线照射也是忍受 不了的。在紫外辐射增强不了的。在紫外辐射增强 20%20% 的情况下的情况下, , 生生 活在水深活在水深 10m10m 以上的鱼的幼体将全部以上的鱼的幼体将全部 死亡。死亡。浮游生物和鱼类幼体的死亡将引起食物链浮游生物和鱼类幼体的死亡将引起食物链 的中断的中断, , 并进一步扰乱整个海洋生态系统。并进一步扰乱整个海

19、洋生态系统。臭氧层变化对人类健康的影响。臭氧层变化对人类健康的影响。紫外线增强紫外线增强, , 人类皮肤癌的发病率将上升。人类皮肤癌的发病率将上升。O O3 3 浓度每降低浓度每降低1%,1%, 皮肤癌患病率将增加皮肤癌患病率将增加 2%2% 。 O O3 3 含量下降含量下降2.5%,2.5%, 世界每年将多增加世界每年将多增加 1 1万万5 5 千千人死于皮肤癌。人死于皮肤癌。紫外线增加还伤害眼睛紫外线增加还伤害眼睛, , 造成白内障从而失明造成白内障从而失明; ; 紫外线增加损伤人体免疫系统紫外线增加损伤人体免疫系统, , 降低抗病能力。降低抗病能力。 气溶胶的变化气溶胶的变化近年来近年

20、来, , 由人类活动排放到大气中的由人类活动排放到大气中的 S0S02 2, , 及其产生的气溶胶及其产生的气溶胶, , 引起人们极大注引起人们极大注 意。意。土地荒漠化等导致的土地荒漠化等导致的大气矿物气溶胶大气矿物气溶胶也也 得到广泛关注。得到广泛关注。这些大气气溶胶可能已经对区域性气候这些大气气溶胶可能已经对区域性气候 变化产生了重要影响。变化产生了重要影响。 气溶胶的变化气溶胶的变化人为气溶胶的源地：人为气溶胶的源地：北半球的工业化地区北半球的工业化地区, ,包括北美东部、欧洲和东亚。包括北美东部、欧洲和东亚。这些地区这些地区, 化石燃料使用产生了大量的化石燃料使用产生了大量的S0S0

21、2 2和氮和氮 氧化物。氧化物。S0S02 2和和 氮氧化物与大气中水汽和矿物微粒相互氮氧化物与大气中水汽和矿物微粒相互 作用形成硫酸盐和硝酸盐气溶胶。作用形成硫酸盐和硝酸盐气溶胶。由此由此产生酸雨产生酸雨, 日趋加重的日趋加重的酸雨正在改变着水酸雨正在改变着水 循环的性质和功能循环的性质和功能, ,使得陆地上淡水的补充过程发使得陆地上淡水的补充过程发 生变异生变异, , 陆地上陆地上河湖、土壤受到酸雨的污染而发生河湖、土壤受到酸雨的污染而发生 性质的改变性质的改变, , 陆上的许多陆上的许多生命活动会因此受到伤害生命活动会因此受到伤害, 地表的风化、侵蚀过程也会因此而改变地表的风化、侵蚀过程

22、也会因此而改变。悬浮在对流层大气中的硫酸盐和硝酸盐气溶悬浮在对流层大气中的硫酸盐和硝酸盐气溶 胶胶, , 又是散射太阳辐射、造成区域性气候变化的又是散射太阳辐射、造成区域性气候变化的 重要因子。重要因子。研究认为：研究认为：人为气溶胶的辐射强迫作用是负值人为气溶胶的辐射强迫作用是负值, , 即引起即引起 地面降温。地面降温。北半球中纬度地带，过去北半球中纬度地带，过去 100100 多年增温较多年增温较 少可能和人为气溶胶的抵消作用有直接关系。少可能和人为气溶胶的抵消作用有直接关系。自然原因产生的矿物气溶胶，主要来源自然原因产生的矿物气溶胶，主要来源 于于干燥与半干燥地区风扬起的粉尘干燥与半干

23、燥地区风扬起的粉尘, ,以及农以及农 业地带农闲季节业地带农闲季节从土壤表层吹起的矿物和从土壤表层吹起的矿物和 少量有机微粒。少量有机微粒。北非、中亚和北美的沙漠地带北非、中亚和北美的沙漠地带, , 以及欧以及欧 亚大陆和北美大陆的温带农业区是最重要亚大陆和北美大陆的温带农业区是最重要 的源地。的源地。矿物气溶胶的作用矿物气溶胶的作用矿物气溶胶对太阳辐射的作用还不完全矿物气溶胶对太阳辐射的作用还不完全 清楚清楚, , 一般认为它的作用也一般认为它的作用也通过散射阳光通过散射阳光 使受影响地区温度降低。使受影响地区温度降低。矿物气溶胶可能也矿物气溶胶可能也通过水汽凝结过程和通过水汽凝结过程和 对

24、流过程影响区域性降水。对流过程影响区域性降水。与温室气体不同，悬浮在大气中的与温室气体不同，悬浮在大气中的气溶胶存留气溶胶存留 时间比较短时间比较短, , 一般不超过一般不超过1010天。天。且几乎全部集中于且几乎全部集中于 对流层对流层, , 重力沉降和雨水的淋洗会重力沉降和雨水的淋洗会很快将其清除很快将其清除。温室气体温室气体在大气中可以在大气中可以存留上百年甚至更长时存留上百年甚至更长时 间。间。因此因此, , 如果人类现在找到一种办法可以避免排如果人类现在找到一种办法可以避免排 放硫和氮的氧化物放硫和氮的氧化物, , 那么它们的辐射作用会立刻停那么它们的辐射作用会立刻停 止止; ; 但

25、温室气体即使现在停止排放但温室气体即使现在停止排放, , 它们的作用仍它们的作用仍 将在今后很长时间内存在。将在今后很长时间内存在。近百年近百年温度和降水的变化温度和降水的变化 全球地表气温的变化全球地表气温的变化全球平全球平均地表气温序列是反映气候系均地表气温序列是反映气候系统统 变化变化的最重要指标，自的最重要指标，自1990年以来年以来，IPCC 的四次气候评估报告的重要内容之一就的四次气候评估报告的重要内容之一就是是 不断更不断更新、建立近新、建立近100-150年全球平均气年全球平均气温温 序列。序列。 全球地表气温的变化全球地表气温的变化1 全球地表气温序列的建立全球地表气温序列的

26、建立全球平均温度的序列建立面临的问题：全球平均温度的序列建立面临的问题：（1 1）资料覆盖面不完整；）资料覆盖面不完整；（2 2）观测方法改变造成序列不均一性；）观测方法改变造成序列不均一性；（3 3）计算全球平均的方法不同；）计算全球平均的方法不同；（4 4）计算距平采用的标准值不同。）计算距平采用的标准值不同。(C )及 两 段1it图图 1901-2000年全球年平均温度距平序列（年全球年平均温度距平序列（LuAnn Dahlman，2009）2 2020世纪全球变暖世纪全球变暖近百年以来全球气温变化最突出的特征是近百年以来全球气温变化最突出的特征是显著变暖显著变暖，但，但 增暖过程呈现

27、波动性上升。增暖过程呈现波动性上升。全球平均气温全球平均气温近百年（近百年（1906-20051906-2005年）线性变暖趋势为年）线性变暖趋势为0.740.740.18/100a0.18/100a； 近近5050年（年（1956-20051956-2005年）的变暖趋势为年）的变暖趋势为1.31.30.3/100a0.3/100a，是近百年的是近百年的2 2倍。倍。表明：表明：变暖过程表现出加速趋势。变暖过程表现出加速趋势。 2020世纪世纪增暖主要增暖主要发生在发生在两两个阶段个阶段，分别是，分别是1915-19451915-1945年年以及以及19751975年以后年以后，其中近百年来

28、，其中近百年来最暖的最暖的5 5年年发生于发生于19971997年后年后，1996-20051996-2005年的年的1212年中有年中有1111个最暖年。个最暖年。图图 全球平均地表气温距平变化全球平均地表气温距平变化 逐年全球平均气温（黑点），逐年全球平均气温（黑点），左轴表示距平，右轴表示实际气温（左轴表示距平，右轴表示实际气温（）（）（IPCCIPCC，20072007）3 气温变化的时、空间差异气温变化的时、空间差异全球变暖的趋势存在显著的区域性。全球变暖的趋势存在显著的区域性。 南北半球增暖趋势存在明显差异，南北半球增暖趋势存在明显差异，特别是近特别是近2727年年（1979-20

29、051979-2005）北半球增暖趋势是南半球趋势的北半球增暖趋势是南半球趋势的2.52.5倍，达到了倍，达到了 0.2340.2340.0700.070 /10a/10a；南半球增暖趋势为南半球增暖趋势为0.0920.0920.0380.038 /10a/10a。 海陆增暖趋势的差异也比较显著，海陆增暖趋势的差异也比较显著，近近2727年（年（1979-1979- 2005 2005）陆地气温的变暖趋势是海洋陆地气温的变暖趋势是海洋SSTSST的的2 2倍。倍。海陆变暖趋势的差异部分反映了南北半球海陆面积的不同。海陆变暖趋势的差异部分反映了南北半球海陆面积的不同。表表 全球、南北半球地面气温

30、变化趋势对比（全球、南北半球地面气温变化趋势对比（/10a）（）（IPCC，2007）18502005年年19012005年年19792005年年 全球全球0.0420.0120.0710.0170.1630.046北半球北半球0.0470.0130.0750.0230.2340.0700.1330.0470.0670.0150.0380.011海洋海洋0.2680.0690.0840.0210.0540.016陆地陆地0.0920.0380.0680.0170.0380.014南半球南半球图图 1901-2005（左，（左，/10a）和）和1979-2005（右，（右，/10a）的逐年气温变

31、化线性趋势）的逐年气温变化线性趋势 灰色表示数据不充足的地区。趋势显著性水平在灰色表示数据不充足的地区。趋势显著性水平在5%的地区用白色的地区用白色+表示表示（所用到的数据库来自（所用到的数据库来自Smith和和Reynolds（2005）提供的）提供的NCDC，IPCC，2007）图中可见：图中可见：2020世纪以来世纪以来，除了格陵兰南部区域和美国东南部以及玻利维，除了格陵兰南部区域和美国东南部以及玻利维 亚和刚果盆地的部分地区以外，亚和刚果盆地的部分地区以外，世界大部分区域地表气温都呈增世界大部分区域地表气温都呈增 加趋势加趋势。增暖最显著的地区在增暖最显著的地区在4040N7070N（

32、即亚洲内陆、北美西北部）即亚洲内陆、北美西北部） 以及以及南半球中纬度地区南半球中纬度地区和和巴西巴西等地。等地。现有记录表明：现有记录表明：陆地表面气温的变暖速率比海洋快陆地表面气温的变暖速率比海洋快，特别是特别是19701970年以来。近年以来。近 2020年年来陆地和海洋的增暖速率分别为来陆地和海洋的增暖速率分别为0.270.27/10a/10a 和和 0.130.13/10a/10a。同时，同时，有些地区则增暖现象不明显或者变冷有些地区则增暖现象不明显或者变冷。比如，在比如，在6565S S 以以南的南极大陆近几十年没有明显的增温现象。南的南极大陆近几十年没有明显的增温现象。全球变暖趋

33、势存在显著的季节差异。全球变暖趋势存在显著的季节差异。（1 1）冬季全球地表平均气温升高最为显著，特别是）冬季全球地表平均气温升高最为显著，特别是北半北半球球 中高纬地区；中高纬地区；（2 2）春季全球地表平均气温升高较为显著；而秋季和夏）春季全球地表平均气温升高较为显著；而秋季和夏季季 的增暖相对较弱。的增暖相对较弱。各季节增暖最强的区域也有所不同。各季节增暖最强的区域也有所不同。冬季增暖最强区主要位于北美西部、北欧和中国；冬季增暖最强区主要位于北美西部、北欧和中国； 春季在春季在欧洲、亚洲的北部和东部；欧洲、亚洲的北部和东部； 夏季和秋季则分别对应于欧夏季和秋季则分别对应于欧洲、北非和北美

34、洲、北非和北美北部、格陵北部、格陵兰兰及东亚。及东亚。值得注意的是值得注意的是个别区域某些季节也出现弱个别区域某些季节也出现弱的变冷的变冷趋趋 势，势，主要在南半球中纬度的海洋和春季的加主要在南半球中纬度的海洋和春季的加拿大东拿大东部部 地区，这些区域的地区，这些区域的降温可能与降温可能与NAONAO的加强有关。的加强有关。图图 1979-2005（/10a）季节（春、夏、秋、冬）气温线性趋势）季节（春、夏、秋、冬）气温线性趋势 灰色表示灰色表示数据不充足的地区，趋势显著性水平在数据不充足的地区，趋势显著性水平在5%的地区用白色的地区用白色+表示（表示（IPCC，2007）极区增温更显著极区增

35、温更显著Amplified Global Warming by Albedo Feedback in ArcticDramatic Shrinking and Thinning of Sea IceJohannessen et al. (2004)全球增暖的证据：北极海冰面积减少全球增暖的证据：北极海冰面积减少全球增暖的证据：海平面上升全球增暖的证据：海平面上升 20世纪全球降水的变化特征世纪全球降水的变化特征1全球降水序列的建立全球降水序列的建立 近百年来的全球平均降近百年来的全球平均降水量的估计相对于水量的估计相对于温度难度更大，主要的原因：温度难度更大，主要的原因：（1 1）降水的空间变

36、率远远大于气温；）降水的空间变率远远大于气温；（2 2）海洋上的降水观测资料非常稀少；）海洋上的降水观测资料非常稀少；目前还无法估计目前还无法估计全球海洋平均降水变化趋势全球海洋平均降水变化趋势， 故也难以估计全球平均的降水量变化趋势故也难以估计全球平均的降水量变化趋势。因此重点讨论全球陆地降水量变化。因此重点讨论全球陆地降水量变化。全球陆地年降水趋势的分析数据资料主要来源：全球陆地年降水趋势的分析数据资料主要来源：1 1）全球历史气候学网络（）全球历史气候学网络（1901-20051901-2005年）年）（GlobalGlobal HistoricalHistorical Climatol

37、ogyClimatology NetworkNetwork，简称，简称GHCNGHCN）（VoseVose等，等，19921992；PetersonPeterson 和和 VoseVose，19971997）；）； 2 2）陆地降水）陆地降水重建资料（重建资料（1948-20021948-2002年）年）（PrecipitationPrecipitation ReconstructionReconstruction overover LandLand，简称，简称 PREC/LPREC/L）（ChenChen等，等，20022002）；）； 3 3）全球降水气候计划（）全球降水气候计划（1979

38、-20011979-2001年）年）（GlobalGlobal PrecipitationPrecipitation ClimatologyClimatology ProjectProject，简称，简称 GPCPGPCP）（AdlerAdler等，等，20032003）；）； 4 4）全球降水气候中心（）全球降水气候中心（1951-20001951-2000年）年）（GlobalGlobal PrecipitationPrecipitation ClimatologyClimatology CentreCentre，简称，简称 GPCCGPCC）（BeckdBeckd等，等，20052005

39、）；）；5 5）英国）英国EastEast AngliaAnglia大学气候研究中心（大学气候研究中心（CRUCRU） 气候研究组的数气候研究组的数据集（据集（1900-20021900-2002年）年）（ClimaticClimatic ResearchResearch UnitUnit，简称，简称CRUCRU）（）（MitchellMitchell 和和JonesJones，20052005） 目目前最长的全球陆地平均降水量序列是美国的前最长的全球陆地平均降水量序列是美国的 GHCNGHCN 序列和英国的序列和英国的 CRUCRU 序列。序列。2 2 全球降水的时间变化特征全球降水的时间变

40、化特征近百年来的全球降水变化近百年来的全球降水变化存在时空分布的不均匀性，存在时空分布的不均匀性， 但但总体上全球降水存在一定的上升趋势。总体上全球降水存在一定的上升趋势。从全球陆地年降水变化序列图可以看出：从全球陆地年降水变化序列图可以看出： 1901190120052005年年 GHCNGHCN 和和 CRUCRU 序列作出的全球平均线性趋势序列作出的全球平均线性趋势 在统计学上不显著。在统计学上不显著。全球全球平均陆地降水存在显著的年代际变化平均陆地降水存在显著的年代际变化。1900-19501900-1950年年整体整体呈增长趋势，呈增长趋势，1950-19801950-1980年年是

41、一个是一个相对多雨相对多雨 的时期，的时期，至至2020世纪世纪9090年代早期呈下降趋势，年代早期呈下降趋势，2121世纪初世纪初又开始又开始回升回升。1951-20051951-2005年，全球降水变化的趋势为年，全球降水变化的趋势为2 27mm/10a7mm/10a；1979-20051979-2005年趋势增加为年趋势增加为131316mm/10a16mm/10a。不同降水数据集趋势间存在明显差异，这也从一个侧面反映监不同降水数据集趋势间存在明显差异，这也从一个侧面反映监 测降水变量的难度，因为其在空间和时间上都存在很大的变率。测降水变量的难度，因为其在空间和时间上都存在很大的变率。图

42、图 1900-2005年全球陆地降水距平（年全球陆地降水距平（1981-2000年为基准期）的时间序列（年为基准期）的时间序列（IPCC，2007）2）近百年全球降水变化）近百年全球降水变化1900-20051900-2005年全球陆地降水距平的时间序列年全球陆地降水距平的时间序列（以（以1981-20001981-2000年年GHCNGHCN为平均值）（为平均值）（IPCCIPCC，20072007）（1 1）近百年来，全球平均降水无显著趋势）近百年来，全球平均降水无显著趋势 变化；变化；（2 2） 1951-2005 1951-2005年间降水下降趋势是年间降水下降趋势是7-2mm/10a

43、7-2mm/10a；（3 3）1979-20051979-2005年年GPCPGPCP，下降趋势，下降趋势16-13mm/10a16-13mm/10a。（4 4）不同数据集趋势间有明显差异，同时）不同数据集趋势间有明显差异，同时 降水也有较大时空变率。降水也有较大时空变率。 近近50年来全球降水量有弱线性下降趋势年来全球降水量有弱线性下降趋势9008007006005004003002001000195119561961196619711976198119861991199620013 全球降水变化的区域特性全球降水变化的区域特性近百年全球降水变化存在显著的空间差异。近百年全球降水变化存在显著

44、的空间差异。自自19011901年起，年起，北半球中高纬度大陆地区降水增加明北半球中高纬度大陆地区降水增加明 显，显，特别是特别是3030N N8585N N之间多数地区降水增长幅度达之间多数地区降水增长幅度达 6%6%8%/10a8%/10a，显著性水平超过，显著性水平超过5%5%。北美洲大部分地区降。北美洲大部分地区降 水增加，尤其在加拿大高纬地区。水增加，尤其在加拿大高纬地区。但在美国西南部，墨西哥西北部以及巴哈半岛降水但在美国西南部，墨西哥西北部以及巴哈半岛降水 呈减少趋势，平均减少约呈减少趋势，平均减少约1%-2%/10a1%-2%/10a，最大降水量负趋，最大降水量负趋 势区在东非

45、、西非和撒哈拉和南亚等地，其中撒哈拉地势区在东非、西非和撒哈拉和南亚等地，其中撒哈拉地 区出现最早。区出现最早。19791979年以来降水变化趋势呈现更为复杂的年以来降水变化趋势呈现更为复杂的 分布，个别区域变干明显，如分布，个别区域变干明显，如北美洲西南部；北美洲西南部； 欧亚大陆降水增加的区域多于减少的区域；北欧亚大陆降水增加的区域多于减少的区域；北 欧和地中海之间可能存在反向变化趋势。欧和地中海之间可能存在反向变化趋势。（可能与北大西洋涛动遥相关的变化有关）（可能与北大西洋涛动遥相关的变化有关）南半球雨量整体上无明显变化，在个别地区南半球雨量整体上无明显变化，在个别地区 降水变化趋势存在

46、差异，如亚马逊河流域和南降水变化趋势存在差异，如亚马逊河流域和南 美洲东南部越来越湿润，而智利和大陆西海岸美洲东南部越来越湿润，而智利和大陆西海岸 部分地区则降水量呈减少趋势。部分地区则降水量呈减少趋势。同一纬度，不同区域的降水量也存在相当大同一纬度，不同区域的降水量也存在相当大 的差异；的差异；例如：例如：东南亚地区降水量有所下降时，印度地区则东南亚地区降水量有所下降时，印度地区则 呈上升趋势；呈上升趋势；非洲热带地区雨量减少时，南美洲则增加。非洲热带地区雨量减少时，南美洲则增加。近百年中国气候变化近百年中国气候变化众多研究成果表明：众多研究成果表明： 近百年来，中国是全球气近百年来，中国是

47、全球气候增暖特征最显著候增暖特征最显著的国家之一，中国年平均气温增加幅度比全球的国家之一，中国年平均气温增加幅度比全球 略高；中国年降水量变化趋势不明显，但区域略高；中国年降水量变化趋势不明显，但区域 降水变化波动较大。降水变化波动较大。近近50年中国年平均气温变暖速率为全球平均年中国年平均气温变暖速率为全球平均 增暖的增暖的2倍左右，降水量无明显趋势，但存在显倍左右，降水量无明显趋势，但存在显著的年代际变化。著的年代际变化。 气温变化气温变化1 近百年气温序列的建立近百年气温序列的建立近百年中国均一化连续气温序列的建立面临的问题：近百年中国均一化连续气温序列的建立面临的问题：（1）20世纪上

48、半叶中国气象观测台站数量较少且波动很大，世纪上半叶中国气象观测台站数量较少且波动很大， 台站主要集中在中国东部地区，西部地区资料极为匮乏；台站主要集中在中国东部地区，西部地区资料极为匮乏；1950年年 以后，中国气象台站观测网的规模迅速扩大，并随时间逐渐增以后，中国气象台站观测网的规模迅速扩大，并随时间逐渐增 加。由于不同时期的气候资料在空间分布上的差异，导致不同加。由于不同时期的气候资料在空间分布上的差异，导致不同 时间阶段全国平均气候序列在空间代表性上的不一致。时间阶段全国平均气候序列在空间代表性上的不一致。（2）由于台站迁移、观测高度变化、观测时制与时次、日值）由于台站迁移、观测高度变化

49、、观测时制与时次、日值 统计方法等方面的不统一，从而造成了气候序列的非均一性，统计方法等方面的不统一，从而造成了气候序列的非均一性， 这不仅会使前期气温序列的可信度下降，同时也会影响到不同这不仅会使前期气温序列的可信度下降，同时也会影响到不同 时期气温序列的衔接，尤其在时期气温序列的衔接，尤其在1950年前后。年前后。中国近百年气温变化序列比较有代表性的工作有：中国近百年气温变化序列比较有代表性的工作有：（1）屠其璞（）屠其璞（1986）从相邻地理区域内气温空间分布特征的相关性出发，）从相邻地理区域内气温空间分布特征的相关性出发， 提出一种以气温场序列经验正交函数展开为基础的气温场序列插补方法

50、，提出一种以气温场序列经验正交函数展开为基础的气温场序列插补方法， 得得到了到了1881-1981年中国不同气候区域内年中国不同气候区域内42个测站的连续月平均气温序列。个测站的连续月平均气温序列。（2）王绍武等（）王绍武等（1988，1990，1998）从分析站点序列的代表性入手，将）从分析站点序列的代表性入手，将 观观测资料与代用资料相结合，用分区内代表序列进行加权得到了全国平均测资料与代用资料相结合，用分区内代表序列进行加权得到了全国平均 气温气温序列。序列。（3）唐国利和任国玉（）唐国利和任国玉（2005）采用平均最高、最低气温进行算术平均得）采用平均最高、最低气温进行算术平均得 到到